Content uploaded by Nora Rubinstein
Author content
All content in this area was uploaded by Nora Rubinstein on Oct 28, 2020
Content may be subject to copyright.
1
SERIE CONTRIBUCIONES TÉCNICAS
RECURSOS MINERALES N° XX
REVISIÓN DE MODELOS DE MINERALIZACIÓN
ASOCIADOS A FALLAS DE DESPEGUE
IMPLICANCIAS METALOGENÉTICAS RELACIONADAS
AL RIFTING MESOZOICO EN ARGENTINA
Eduardo O. Zappettini, Sabrina Crosta, Nora Rubinstein y Susana J. Segal
BUENOS AIRES 2014
2
AUTORIDADES
SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO
Presidente: Ing. Jorge O. Mayoral
Secretario Ejecutivo: Lic. Pedro Alcántara
INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES
Director: Lic. Roberto F. N. Page
DIRECCIÓN DE RECURSOS GEOLÓGICO-MINEROS
Director: Dr. Eduardo O. Zappettini
SERVICIO GEOLOGICO MINERO ARGENTINO
INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES
Av Julio A. Roca 651 – 10° piso
1322 Buenos Aiers
República Argentina
Referencia bibliográfica
Zappettini, E.O., Crosta, S., Rubinstein, N. y Segal, S.J., 2014. Revisión de modelos de
mineralización asociados a fallas de despegue e implicancias metalogenéticas relacionadas al
rifting mesozoico en Argentina. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico
Minero Argentino. Contribuciones Técnicas, Recursos Minerales N° XX. Buenos Aires
ISSN 0328-2325
Es propiedad del Instituto de Geología y Recursos Minerales-SEGEMAR
Prohibida su reproducción
3
ÍNDICE
1. INTRODUCCIÓN
1.1. Técnicas analíticas
2. MODELOS DE MINERALIZACION ASOCIADOS A FALLAS DE DESPEGUE
2.1. Depósitos polimetálicos ricos en Se
2.1.1. Vetas epitermales con Se, Au y EGP
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.1.2. Vetas epitermales ricas en Se y Ag
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.1.3. Vetas de U-Se (-Cu-Co-Ni)
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.2. Depósitos polimetálicos de U-Ni-Co-As-Ag con Bi-Cu-Pb-Zn subordinados (depósitos
de cinco elementos)
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.3. Depósitos polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.4. Depósitos de Mn
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.5. Depósitos de fluorita
Antecedentes
Depósitos en Argentina
2.6. Depósitos epitermales de baritina
Antecedentes
Depósitos en Argentina
3. CARACTERÍSTICAS DE LOS FLUIDOS MINERALIZANTES EN AMBIENTES DE RIFT
3.1. Generalidades
3.2. Temperatura y salinidad
3.3. Características isotópicas
3.4. Alteraciones hidrotermales asociadas
3.5. Fuente de metales y aniones
4. MODELO METALOGENÉTICO REGIONAL
5. EXTENSIÓN DEL RIFTING MESOZOICO EN ARGENTINA E IMPLICANCIAS
METALOGENÉTICAS
5.1. La extensión mesozoica: principales características
5.1.1. Fase extensional triásico-jurásica
5.1.2. Extensión cretácica
5.2. Potencial metalogenético
6. BIBLIOGRAFÍA
4
5
REVISIÓN DE MODELOS DE MINERALIZACIÓN
ASOCIADOS A FALLAS DE DESPEGUE E
IMPLICANCIAS METALOGENÉTICAS RELACIONADAS AL RIFTING
MESOZOICO EN ARGENTINA
1. INTRODUCCIÓN
Las mineralizaciones vinculadas con sistemas de fallas extensionales en
ambiente continental han sido reconocidas como tales recientemente, e individualizadas
con modelos genéticos propios, ya que en el pasado no habían sido diferenciadas de
otras mineralizaciones epitermales. Un grupo de depósitos ha sido agrupado por el
Servicio Geológico de Estados Unidos bajo el modelo de “Mineralizaciones relacionadas
a fallas de despegue” (Long, 1992a y b). En este modelo, las fallas de despegue (fallas
normales de bajo ángulo relacionadas a extensión regional) separan un bloque inferior
caliente con evidencias de milonitización asociada y un bloque superior en el que se han
desarrollado fallas lístricas y planares normales que limitan cuencas de hemigraben. Las
mineralizaciones asociadas (fig. 1) se presentan como reemplazos masivos, stockworks
y vetas de óxidos de cobre y hierro, vetas de sulfuros polimetálicos, vetas de baritina y/o
fluorita y vetas de óxidos de manganeso. También se vinculan a este ambiente
mineralizaciones de manganeso estratoligado formadas en ambiente lacustre.
Fig. 1. Ubicación estructural de mineralizaciones relacionadas con fallas de despegue (de Long, 1992a)
El objetivo del presente trabajo es analizar el modelo relacionado a fallas de
despegue y los diversos tipos de depósitos que pueden generarse en este ambiente con
el fin de:
1. Completar la tipología de depósitos minerales en ambientes extensionales en
general.
2. Ampliar el modelo relacionados con fallas de despegue descripto por Long
(1992a y b).
3. Proponer un nuevo modelo metalogenético de tipo regional que sirva como
base para analizar la potencialidad minera de áreas afectadas por rifting y orientar la
prospección en términos de los metalotectos definidos.
6
En particular, la revisión y nuevos estudios presentados en esta publicación sobre
mineralizaciones que se interpretan vinculadas al rifting mesozoico en la República
Argentina, permiten enmarcarlas en el nuevo modelo propuesto y postular hipótesis
genéticas alternativas para varios de ellos. Con este nuevo enfoque se espera contribuir
con la evaluación de la prospectividad del territorio en relación a los modelos de
depósitos analizados y de otros potencialmente asociados.
Para cumplir con estos objetivos se analizan los antecedentes sobre
mineralizaciones vinculadas a rifting tanto de depósitos de Argentina como del resto del
mundo, que son característicos de los diversos tipos de depósitos analizados, de manera
de establecer una síntesis en cuanto a las caracterísitcas de los fluidos mineralizantes y
al origen de los elementos. Desde un punto de vista local se sintetiza el conocimiento
sobre los procesos de rifting acaecidos entre el Triásico y el Cretácico en el territorio
argentino, se describen mineralizaciones relacionadas con esta etapa en el noroeste
argentino, Precordillera, Cordillera Frontal, Bloque de San Rafael, Sierras Pampeanas y
Macizo Nordpatagónico, se aporta nueva información geocronológica, isotópica y
geoquímica que permite precisar la relación entre mineralizaciones, magmatismo y
fuente de fluidos, así como acotar la edad de los depósitos estudiados y, finalmente, se
dan pautas para establecer la potencialidad económica del metalotecto.
1.1. Técnicas analíticas
Se analizaron muestras de diversos depósitos de Precordillera y del Bloque de
San Rafael por elementos mayoritarios y traza. Se realizaron determinaciones isotópicas
Sm-Nd sobre muestras de fluorita de cuatro yacimientos del Bloque de San Rafael y de
un yacimiento de Precordillera, y Pb-Pb de un yacimiento de Precordillera, cuyo detalle
se indica a lo largo del trabajo. Todos los estudios se efectuaron en los laboratorios de
Actlabs, Canadá.
Para las determinaciones de isótopos de Sm-Nd las muestras fueron disueltas en
una mezcla de FH, NO3H y CLO4H. Las tierras raras fueron separadas por técnicas
convencionales de intercambio catiónico, mediante extracción cromatográfica. La
precisión del método es de 0,5% (147Sm/144Nd - ±0.5% (2s)). Durante los análisis las
relaciones143Nd/144Nd del estándar JNd-1 fue de 0,5121049±0,000019. Los estudios se
realizaron con un espectrómetro de masa multi-colector Triton.
El Pb fue separado mediante intercambio iónico con Bio-Rad 1x8. Las
composiciones isotópicas fueron analizadas con un espectrómetro de masa multicolector
Finnigan MAT – 261. Las relaciones medidas de isótopos de Pb fueron corregidas por
fraccionamiento de masa a partir de las mediciones calculadas de los estándares NBS
SRM – 982. La reproducibilidad externa de las relaciones isotópicas de Pb (206Pb/204Pb
=0,1%, 207Pb/204Pb=0,1%, 208Pb/204Pb=0,2%) a un nivel 2σ fue demostrada mediante
análisis múltiples del estándar BCR-1.
Se realizó el análisis U-Pb SHRIMP sobre circón de una muestra de basalto
espilitizado de la Puna de Jujuy, en la Curtin University of Technology (Perth, Australia).
Los procedimientos analíticos son los descriptos por Santos et al. (2008).
2. MODELOS DE MINERALIZACIÓN ASOCIADOS A FALLAS DE DESPEGUE
Los depósitos minerales son concentraciones naturales de metales o minerales
que, en condiciones favorables tienen valor económico. Su localización y distribución es
determinada por los procesos geológicos que les dieron origen y, por lo tanto, se
encuentran asociados y agrupados en zonas o regiones donde estos procesos han sido
predominantes. La distribución de los depósitos también está determinada por el tiempo
o época en que se formaron y en muchos casos está condicionada por episodios
tectónicos. Si se considera el ambiente tectónico de formación, los procesos
7
mineralogenéticos involucrados, el origen de los fluidos y de los metales y elementos
químicos, se pueden precisar modelos conceptuales de formación y la relación entre
estos y los procesos geológicos y episodios tectónicos con los que se vinculan.
El reconocimiento de la existencia de depósitos minerales no relacionados con
actividad magmática y formados en un ambiente extensional dio origen al modelo de
mineralizaciones relacionadas a fallas de despegue (Long, 1992a y b). Otros yacimientos
no considerados en esta clasificación pero que responden al mismo ambiente geológico
y tectónico han sido reconocidos como modelos independientes. En particular, el análisis
de la región afectada por el rifting mesozoico en el territorio argentino permite destacar la
presencia de una serie de mineralizaciones que no tienen vinculación directa con
actividad magmática y cuya edad ha sido previamente atribuida, de manera general, al
Mesozoico (Zappettini, 1999). Estos incluyen depósitos epitermales de Mn, epitermales
de fluorita y epitermales de baritina, originalmente incluidos en el modelo de
mineralizaciones relacionadas a fallas de despegue, así como otros que se analizan y
describen en este trabajo y que amplían el conjunto de depósitos formados en este
ambiente extensional. Así se incorporan en el análisis los depósitos polimetálicos ricos
en Se en sus diversos subtipos, los polimetálicos de cinco elementos y los polimetálicos
simples (Pb-Ag-Zn). En territorio argentino no han sido aún definidos depósitos del tipo
reemplazos masivos, stockworks y vetas de óxidos de cobre y hierro, que se emplazan
en las zonas de despegue.
A continuación se describen los modelos de depósitos antes citados identificados
en Argentina, sus características generales y ejemplos de los principales distritos a
escala global y local, y yacimientos individuales que responden a esas categorías y cuya
edad puede ser acotada al lapso triásico-cretácico. Asimismo se incluyen, a modo de
hipótesis genética alternativa, depósitos y distritos cuyas características son similares a
los estudiados, pero que requieren datos adicionales para corroborar su origen y edad.
2.1. Depósitos polimetálicos ricos en Se
En Argentina, los primeros antecedentes sobre la presencia de seleniuros datan
del siglo XIX; la primera mención fue hecha por Domeyko (1866) y hacía referencia a las
vetas con seleniuros de plata y plomo del cerro Cacheuta, Mendoza.
Posteriormente, se conocieron las manifestaciones con umangita (Klockmann
1891) y klockmannita (Ramdohr 1928) del cerro Cacho, provincia de La Rioja,
antiguamente referidas a las de la Sierra de Umango (Brodtkorb y Crosta, 2010).
Bodenbender (1902) comunicó la existencia de umangita en muestras
provenientes de un lugar al oeste de Tinogasta, Catamarca; y posteriormente, en 1912,
reportó el hallazgo de umangita y clausthalita en una veta cerca de Piedra Parada, en la
sierra de Sañogasta, La Rioja.
Angelelli (1941) realizó la primera mención sobre los depósitos de seleniuros del
distrito Los Llantenes, al norte del distrito cerro Cacho; a continuación, vinieron los
aportes de Olsacher et al. (1960), Ramaccioni y Olsacher (1962), Butschkowskyj et al.
(1963), Toselli y Aceñolaza (1971), Brodtkorb et al. (1990) y Paar et al. (1996a).
Desde la actividad estatal, en el marco del Plan Cordillera Norte, se llevó a cabo
el estudio geológico minero de los distritos cerro Cacho y Los Llantenes (Guerrero 1969
a y b).
En los depósitos de Cerro Cacho y Los Llantenes, se reconocieron fases
mineralógicas portadoras de metales preciosos y Pd (Paar et al. 2000, 2004 a, b y c). En
el yacimiento epitermal de baja sulfuración de Don Sixto, Mendoza, de edad pérmica
superior, Townend (2005) describió la presencia de fischesserita y naumannita asociados
a goethita y electrum respectivamente; asimismo, Mugas Lobos et al. (2012) detectaron
enriquecimiento en selenio en acantita y polibasita. Hedenquist (2012) también reportó la
presencia de naumannita en el yacimiento Casposo, en la provincia de San Juan.
8
2.1.1. Vetas con Se, Au y EGP
Antecedentes
En la bibliografía, estos depósitos fueron usualmente referidos como vetas
teletermales o apomagmáticas porque suelen alojarse en rocas sedimentarias de
diversas edades, sin conexión aparente a cuerpos ígneos. Lindgren (1928) se refirió a
ellos como pertenecientes a la clase epitermales de Au-seleniuros para diferenciarlos de
aquellos epitermales que contienen sulfuros.
En general, consisten en pequeñas vetas, venas o venillas de carbonatos (±
cuarzo, baritina), con abundante hematita, seleniuros de Cu, Co, Ni, Pb, Hg y EGP,
pocos sulfuros, oro y EGP, especialmente paladio. Las características de los fluidos
mineralizantes y las condiciones de precipitación han sido descriptas por Sheperd et al.
(2005). La asociación mineralógica indica precipitación a partir de fluidos oxidados o
salmueras con elevado contenido de cloruros. Las temperaturas de mineralización varían
entre los 100 y 300°C. Las condiciones de baja temperaturas, bajo pH, alta fO2 y altos
contenidos de cloruros favorecen el transporte del oro y de los EGP en forma de
complejos clorurados. La precipitación de los mencionados metales se vincula a la
desestabilización de los complejos clorurados ya sea por mezcla con fluidos cálcicos,
dilución con aguas meteóricas o interacción con litologías reductoras.
Los principales ejemplos a escala gloabal de este tipo de yacimientos son: Gongo
Soco e Itabira (Minas Gerais) y Serra Pelada (Brasil), Copper Hills en Pilbara y
Coronation Hills (Australia), Hope’s Nose en Devon (Inglaterra), Bleïda Far West
(Marruecos), Clausthal, Tilkerode y Trogtal en Harz Mountains (Alemania); El Pacajake y
El Dragon (Bolivia) (Tabla 1). A excepción de los yacimientos de Serra Pelada y Mina
Gerais que fueron explotados por oro, raramente constituyen depósitos económicos.
Depósito Roca de caja Mineralogía primaria Bibliografia
Tilkerode
(distrito
Eskaborn)
Pelitas negras del
Silúrico medio
Calcita, aragonita, Au, pirita, clausthalita,
naumannita, eucairita, tiemannita,
chrisstanleyita, eskebornita, trogtalita,
berzelianita, umangita, klockmannita,
krutaita, freboldita CoSe, bornhardtita
Co2+Co23+Se4, stibiopalladinita Pd5Sb2,
athabascaita Cu5Se4, temagamita
Pd3HgTe3, trüstedtita Ni3Se4, penroseita,
geffroyita (Ag,Cu,Fe)9(S,Se)8,
tischendorfita Pd8Hg3Se9
Tischendorf (1959),
Genkin et al. (1977),
Wallis (1994), Stanley
et al. (2002)
Trogtal
Grauvacas del
Carbonífero
inferior
Aragonita, calcopirita, Au, umangita,
clausthalita, trogtalita, bornhardita,
freboldita, ferroselita, eucairita,
penroseita, tiemannita
Ramdhor y Schmitt
(1955), Keutsch et al.
(2009), Cabral et al.
(2012)
Gongo
Soco
Hierro bandeado
del
Paleoproterozoico
Calcita, yeso, cuarzo, aragonita, Au,
magnetita, pirita, naumannita, tiemannita,
chrisstanleyita, tischendorfita, isomertietita
Pd11Sb2As2
Cabral et al. (2001) y
(2004), Cabral y
Lehmann (2007)
Itabira
(mina Cauê)
Hierro bandeado
del
Paleoproterozoico
Calcita, aragonita, baritina, cuarzo,
aragonita, Au, pirita, galena, esfalerita,
isomertieita, palladseita Pd17Se15,
sudovikovita PtSe2, hongshiita PtCu,
jacutingaita Pt2HgSe3, athenita
(Pd,Hg)3As, arsenopalladinita Pd8(As,Sb)3,
sperrylita PtAs2
Clark et al. (1974),
Cabri et al. (1977),
Davis et al. (1977),
Olivo y Gauthier
(1995), Kwitko et al.
(2002), Cabral y
Lehmann (2007), Bindi
(2010), Vymazalová et
al. (2012)
Serra
Pelada
Mármoles
dolomíticos y
metapelitas
carbonosas del
Arqueano tardío
Calcita, dolomita, cuarzo, aragonita, Au,
magnetita, pirita, calcopirita, bornita,
galena, pirrotina, molibdenita, arsenopirita,
pentlandita, millerita, carrollita, potarita,
palladseita, sudovikovita, athenita,
guanglinita Pd3As, “stibio-guanglinita”
Villas y Dias Santos
(2001), Cabral et al.
(2002 a y b), Cabral y
Lehmann (2007),
Grainger et al. (2008)
9
Pd3(As,Sb)
Copper
Hills
Esquistos,
anfibolitas y
metasedimentitas
del Proterozoico
temprano
Cuarzo, Ag, Au, tiemannita, berzelianita,
umangita, naumannita, chrisstanleyita,
oosterboschita (Pd,Cu)7Se5, luberoita
Pt5Se4,
Nickel (2002)
Coronation
Hill
Secuencia
volcaniclástica del
Proterozoico
inferior
Cuarzo, carbonato, aragonita, Au (± Ag),
clausthalita, stibiopalladinita
Carville et al. (1990),
Mernagh et al. (1994)
Hope’s
Nose
Calizas del
Devónico medio
Calcita, aragonita, dolomita, cuarzo,
aragonita, Au, pirita, calcopirita,
clausthalita, tiemannita, umangita,
klockmannita, penroseita, trüstedtita,
tyrrellita, eucairita, naumnannita,
fischesserita, chrisstanleyita, isomertieita,
verbeekita PdSe2
Stanley et al. (1990),
Weiss (1997)
Bleïda Far
West
Anfibolitas y
esquistos del
Neoproterozoico
Calcita, baritina, cuarzo, hematina, Au,
pirita, bornita, calcopirita, calcocina,
clausthalita, isomertieita, merenskyita,
palladseita, sperrylita, keithconnita
Pd20Te7, kotulskita Pd(Te,Bi)1-2, mertieita-I
Pd11(Sb,As)4
El Ghorfi et al. (2006)
El Pacajake
(mina
Virgen de
Surumi)
Areniscas del
Devónico
Calcita, siderita, baritina, cuarzo,
hematina, pirita, calcopirita, naumannita,
clausthalita, tiemannita, penroseita
Dunn et al. (1978),
Hawthorne (1984)
El Dragón
Areniscas y
pelitas del
Devónico
Calcita, aragonita, dolomita, cuarzo, yeso,
Au, pirita, calcopirita, marcasita, krutaita,
clausthalita, eskebornita, umangita,
klockmannita, tiemannita, trogtalita,
bellidoita, berzelianita, penroseita,
petrovicita, eldragonita Cu6BiSe4(Se2),
watkinsonita Cu2PbBi4(Se,S,Te)8
Grundmann et al.
(1990), Cooper et al.
(2011)
Tabla 1. Ejemplos mundiales de depósitos de vetas epitermales con Au, EGP y seleniuros. En negrita se
resaltan aquellos minerales para los cuales el yacimiento representa su localidad tipo.
Depósitos en Argentina
Distrito Cerro Cacho
La zona de los yacimientos se ubica a aproximadamente 35 km al SSO de Jagüé,
a alturas cercanas a los 3.500 m y en el faldeo oriental de la sierra de Cacho.
Los depósitos están distribuidos en una franja aproximada N-S de 20 km de largo.
Las manifestaciones seleníferas se presentan como guías de escaso espesor (2-3 cm)
en vetas de calcita de potencias variables entre 5 y 30 cm, alojadas principalmente en
planos de falla de orientación NE a E-O, de poco rechazo y escasa extensión por lo que
las venillas tienen exiguo desarrollo tanto de potencia, como de corrida y profundidad
(Guerrero 1969a; Angelelli 1984; Brodtkorb y Crosta 2010).
De acuerdo con Brodtkorb y Crosta (2010), las manifestaciones se pueden
agrupar en tres sectores:
Sector norte: Las Pichanas y Tumiñico
Sector medio: El Quemado, El Tolar, Vega del Tolar y Las Asperezas
Sector sur: El Hoyo, Portezuelo del Hoyo, Quebrada del Yagon y La Millonaria
Los laboreos más importantes se realizaron en Las Asperezas y La Millonaria.
Algunos de los depósitos están emplazados en esquistos, en tanto otros se
ubican en lentes de calizas generalmente asociadas a jirones de anfibolitas. Este
basamento de edad grenviliana (Formación Espinal) se encuentra intruido por granitos y
diques pegmatíticos del Carbonífero superior (Granito Los Guandacolinos) que están
cubiertos en discordancia angular por las areniscas y limolitas de la Formación
10
Guandacol (Fauqué y Caminos, 2006). Estas últimas y las series anteriormente citadas
están atravesadas por diabasas como las que se observan en la mina Tumiñico
(Guerrero, 1969a), las que son asignadas a la Formación Vaquerano, datada por el
método K/Ar entre 228±5 y 223±4 Ma. y asignada al Triásico medio a superior (Fauqué y
Caminos, 2006).
La mineralogía de las especies mayoritarias es en general sencilla con presencia
de umangita, klockmannita, tiemannita, eucairita y clausthalita, en ganga de calcita, y los
sulfuros de cobre, calcopirita, bornita, calcosina, digenita e idaita. Minerales secundarios
son carbonatos y seleniatos de cobre como ser azurita, malaquita, calcomenita,
schmiederita, además de atacamita, paraatacamita y óxidos de hierro. Localmente, la
mineralogía se hace más compleja. En Tumiñico, Paar et al. (2002) hallaron como
minerales dominantes umangita, klockmannita y berzelianita, y como accesorios
pequeños granos generalmente no mayores de 50 μm de ferroselita, eskebornita,
eucairita, naumannita, tiemannita, clausthalita, tyrrellita, miembros de la serie trogtalita-
krutaita-penroseita, bellidoita, crookesita, chameanita, bukovita, cadmoselita, hakita y
brodtkorbita. En Las Asperezas, se halló merenskyita asociada a umangita,
klockmannita, eucairita, berzelianita, naumannita, oro y fischesserita (Paar et al., 1996;
2004a).
Guerrero (1969a) concluyó que la mineralización se ha depositado en dos etapas:
una primera en la que precipitaron los sulfuros (bornita»calcopirita»calcosina); y una
etapa de baja temperatura representada por la cristalización de seleniuros en ganga de
calcita. Asimismo, relacionó la mineralización de cerro Cacho con la presente en Los
Llantenes y estimó que en ambos casos podían deberse a fluidos hidrotermales
relacionados con los cuerpos maficos asignados a la Formación Vaquerano (ver Distrito
Llantenes).
Distrito Llantenes
El distrito se encuentra a 50 km al oeste de la localidad de Jagüé, desde donde
se accede por huellas para vehículos de doble tracción y luego por sendas de herradura.
Los depósitos se distribuyen en un recorrido de aproximadamente 5 km en
dirección NNO y a 3000-3600 m sobre el nivel del mar; los más conspicuos son el grupo
San Pedro, La Ramada (se explotó en los años 60) y El Portezuelo.
En general, la mineralización se aloja en fracturas que intersectan los esquistos
del Complejo Metamórfico Río Bonete, de edad ordovícica, o en el contacto de estos con
conglomerados del Paleozoico superior (Formación Guandacol), a excepción de la mina
La Ramada que se emplaza en el denominado Mármol Las Damas (Martina y Astini
2009). En discordancia, se superponen sedimentitas carboníferas y pérmicas, en parte
intruidas por cuerpos básicos y, en menor medida mesosilícicos (Guerrero 1969b) (fig. 2)
correlacionables con la Formación Vaquerano de edad triásica media a superior (Fauqué
y Caminos, 2006).
11
Fig. 2. Esquema geológico del distrito minero Los Llantenes. Modificado de Guerrero (1969 b)
Los cuerpos básicos consisten en diques verticales o levemente inclinados con
potencias que varían desde centímetros a varias decenas de metros con corridas cortas
e interrumpidas. Se encuentran afectados por fracturamiento y fallas de desplazamiento
que, en algunos casos, como en la minas San Pedro, Rossi y San Luis, fueron
aprovechados por la mineralización portadora de seleniuros. Al microscopio, los cuerpos
hipabisales presentan texturas porfíricas a ofíticas con plagioclasa labradorita y
minerales máficos (probable olivina y piroxeno) totalmente alterados a carbonato y
óxidos de hierro, en pasta pilotáxica con incipiente alteración sericítica y arcillosa
(Guerrero 1969b). Se han realizados análisis químicos de elementos mayoritarios y
elementos traza (Tabla 2).
En el diagrama TAS (total alkalis vs silica) estas rocas clasifican como rocas
alcalinas a subalcalinas con composiciones que van desde foiditas o nefelinitas a
traquiandesitas (fig. 3). En el diagrama multielemento normalizado a condrito (Wood et
al. 1979), se observa un enriquecimiento en elementos LILE (Large Ion Litophile
Elements: Rb, Ba, Th) y en tierras raras livianas (ETRL) con relación a las tierras raras
pesadas (ETRP) y un fuerte empobrecimiento en elementos compatibles como Cr, Co y
Ni respecto a los elementos incompatibles (fig. 4). La distribución de tierras raras
normalizadas a condrito (Anders y Grevesse 1989) también muestra un enriquecimiento
de ETRL respecto a las ETRP (fig. 5); el fraccionamiento de ETRL respecto de las
pesadas ETRP expresado según la relación (Ce/Yb)N varía entre 11 y 31.
12
Gabro Gabr
o
Gabro Gabr
o
GabroMenaMenaMenaMenaMena
Elemento Unidad 37852 37857 37937 37940 37954 37829 37834 37944 37959 37960
SiO2 % 48,40 37,90 58,69 46,36 36,97 N.D. N.D. N.D. N.D. N.D.
TiO2 % 1,15 2, 31 0,75 2,27 1 ,83 N.D. N. D. N.D. N. D. N.D.
Al2O3 % 15,96 24,23 15,89 15,07 12,95 N.D. N.D. N.D. N.D. N.D.
Fe2O3 % 8,10 13,05 6,32 9,79 9,87 N.D. N. D. N.D. N.D. N.D.
MnO % 0,10 0,19 0,09 0, 13 0, 14 N.D. N. D. N.D. N.D. N.D.
MgO % 6,28 7,94 4,84 4, 44 5, 74 N.D. N. D. N.D. N.D. N.D.
CaO % 10,67 9,79 2,42 8,42 11,00 N.D. N.D. N. D. N.D. N. D.
Na2O % 2,74 1,49 5,10 3,18 6,38 N.D. N.D. N.D. N.D. N.D.
K2O % 0,4
5
0,40 1,78 0,19 0, 06 N.D. N. D. N.D. N.D. N.D.
P2O5 % 0,19 0,26 0,15 0,51 0,32 N.D. N.D. N.D. N.D. N.D.
SO3 % <0,01 0,03 <0,01 0,11 <0,01 N.D. N.D. N.D. N.D. N.D.
LOI % 5,8 0 2,12 3, 76 9,28 14,62 N.D. N.D. N.D. N.D. N.D.
Agppm<1<1<1<1<1<1<1<1 4 5
As ppm <30 <30 <30 <30 <30 <30 <30 96 115 110
Ba ppm 277.4 206.9 313.3 286.7 32.9 464.5 163.2 317 247.8 197
Beppm<5<5<5<5<5<5<5<5<5<5
Bi ppm <0.1 <0.1 0.1 <0.1 <0.1 0.2 0.2 0.2 3.9 6.5
Cd ppm <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 0.2 2.1 2.3 0.4 4.1 3.8
Ce ppm 37.6 28.4 29.4 47.1 37.2 34.1 21.5 52.9 16.8 23.1
Co ppm 35.1 52.8 25.8 36.8 46.7 18.1 11.6 58.4 76.8 84.2
Cr ppm 170 61 149 110 223 61 91 43 14 17
Cs ppm 1.1 0.5 1 1.6 0.5 5.9 9.3 3.4 1 1
Cu ppm 14 542 82 42 30 393 187 70 1392 850
Dy ppm 4.47 5.66 2.53 4.79 3.57 2.56 4.43 2.41 4.32 4.51
Er ppm 2.69 3.1 1.51 2.71 1.76 1.56 2.77 1.45 2.25 2.33
Eu ppm 1.69 2 1 2.41 1.71 0.66 1.14 0.8 1.35 1.3
Gappm1518141615 9 8 16 2 2
Gd ppm 5.53 6.88 3.25 6.47 5.24 3.26 4.98 3.04 5.3 5.47
Geppm1 1<11<11<1<1<1<1
Hfppm3 3 3 4 3 2<13 1<1
Ho ppm 1.06 1.28 0.58 1.06 0.75 0.58 1.03 0.51 1.07 1.12
In ppm <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2 <0.2
La ppm 15.2 10.1 13.5 19.6 15.5 15.3 9 24 7.2 10.3
Li ppm 33 <10 40 64 28 15 32 102 <10 <10
Lu ppm 0.35 0.4 0.19 0.38 0.19 0.24 0.38 0.26 0.26 0.26
Mn ppm 929 1596 846 1280 1322 2349 2880 673 3413 3539
Moppm3323332578
Nb ppm 6 12 6 15 20 2 4 7 1 2
Nd ppm 23.1 20.6 13.9 28.2 19.6 14.6 13 23.4 10.3 12.9
Ni ppm 14 56 62 40 178 61 33 31 91 93
Pb ppm 11 <5 6 7 23 22 314 15 355 278
Pr p pm 5.91 4.81 4. 02 7.1 5.48 4.31 3. 31 7. 09 2 .58 3. 4
Rb ppm 8.6 8.7 57.6 3.9 1.8 76.5 39.8 53.7 8.8 9
Sc ppm 32 43 18.4 27.1 21 12.9 23.3 6.2 10.1 9.4
Sm ppm 5.3 5.6 2.6 6 4.7 2.8 3.6 3.4 3.4 3.9
Sn ppm <1 2 <1 2 1 2 1 1 <1 <1
Sr ppm 467.8 503.7 289.3 521.7 130.1 197 396.6 88.4 223.7 236.3
Ta ppm 0.6 1.1 1.7 1.3 1.2 1.6 <0.5 <0.5 0.9 0.7
Tb ppm 0.92 1.19 0.52 1.07 0.86 0.5 0.87 0.57 0.56 0.96
Th ppm 1.7 0.6 2.2 1.7 1.6 5 2.2 3.3 0.8 1.1
Tl ppm <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 <0.5 0.7 <0.5 1.3 <0.5 <0.5
Tm ppm 0.25 0.3 4 0.12 0.3 0.18 0.16 0.29 0.14 0. 22 0.21
U ppm 0.39 0.3 0.82 0.77 2.73 3.16 2.5 2.79 1.71 2.09
V ppm 197 370 114 216 157 263 125 58 67 77
W ppm 52 66 52 74 61 1 1 <1 <1 <1
Y ppm 23.1 29 12.6 24.3 16.6 14.1 24.8 7.5 15.3 26.4
Yb ppm 2.3 2.6 1.4 2.1 1.2 1.4 2.3 1.4 1.7 1.9
Zn ppm 100 125 115 129 174 195 79 53 289 273
Zr ppm 117.1 151.4 142.2 179.8 116 77.6 79.1 163.2 24.6 35.7
Roca
Tabla 2. Composición química de los pórfiros básicos del Distrito Llantenes analizados según sus elementos
mayoritarios (en %), menores y trazas (en ppm). N.D.: no determinado
En la figura 6, se muestran los patrones de distribución de tierras raras
correspondientes a muestras de mena de las minas San Pedro y La Ramada en
comparación con los de los gabros. Se destaca la similitud en las pendientes y en las
variaciones de concentraciones lo que sugiere un carácter cogenético entre los cuerpos
hipabisales y los fluidos que dieron origen a la mineralización portadora de seleniuros.
13
Fig. 3. Diagramas de Na2O+K2O vs SiO2 (LeMaitre, 1989) para los cuerpos hipabisales básicos de Los
Llantenes.
Fig. 4. Diagrama multielemento normalizado a condrito (Wood et al. 1979) de las muestras de gabros del
distrito Llantenes.
Fig. 5. Diagrama de tierras raras normalizado a condrito (Anders y Grevesse 1989); las muestras en negro
corresponden a los gabros y en rojo a muestras de mena del distrito Llantenes.
14
Fig. 6. Comparación de los contenidos en ETR en lo gabros del distrito Los Llantenes (verde) y de la mena
selenífera (rosado), normalizadas a condrito.
La mineralización consiste en una paragénesis formada por tiemannita, umangita,
clausthalita, eucairita, eskebornita, ferroselita, stilleita?, naumannita, berzelianita,
onofrita, cinabrio, metacinnabarita, oro, plata, calcopirita, bornita y otros sulfuros, en
ganga de calcita y cuarzo (Brodtkorb et al., 1990).
En El Chire, al SE del distrito, la mineralización de seleniuros ocurre como capas
masivas en las venas de hasta 2 cm de espesor, en pods de formas irregulares y
tamaños variables, y finamente diseminados en la matriz calcítica de la vena. La roca de
caja consiste en areniscas, arcosas, conglomerados y lutita carboníferas, que cerca de la
mineralización se encuentran hematitizadas. La paragénesis mineral está conformada
por tiemannita, naumannita y clausthalita predominantes, y escasos umangita,
klockmannita, eucairita, berzelianita, aguilarita, oro y plata mercurífera. También se
hallaron chrysstanleyita y su análogo cuprífero, jagüeita (Paar et al. 2004b).
Brodtkorb et al. (1990) consideraron al distrito Los Llantenes como epitermal,
subvolcánico, relacionado a una actividad post-magmática durante el Paleozoico tardío,
en acuerdo con la propuesta de Guerrero (1969b) y Angelelli (1984) de relacionar la
mineralización a los cuerpos hipabisales gábricos que afloran en las minas La Ramada,
Luis, El Portezuelo, San Pedro y Rossi. Toselli y Aceñolaza (1971) propusieron que la
mineralización está asociada a la intrusión de la Andesita Cerro Chuscho, la cual
consideraron de edad carbonífera; esta hipótesis queda descartada dado que la unidad
fue asignada, posteriormente, a la faja ofiolítica famatiniana (Formación Chuscho,
Fauqué y Villar 2003).
En esta contribución, se considera que, dada su composición alcalina y sus
relaciones de campo, los cuerpos hipabisales gábricos son correlacionables con la
Formación Vaquerano de edad triásica media-superior (Fauqué y Caminos 2006) y por lo
tanto estarían vinculados con el desarrollo del rift triásico.En razón de las relaciones de
campo entre los cuerpos gábricos y las mineralizaciones y la similitud entre los patrones
de ETR entre ambos se propone su vinculación genética y, por lo tanto, su asignación al
Triásico medio a superior.
2.1.2. Vetas con Se y Ag
Antecedentes
Vikre (2005) ha descripto depósitos epitermales ricos en Ag con presencia
dominante a subordinada de Se en distritos mineros del sector norte del Great Basin, en
el suroeste de Idaho, Estados Unidos. Este autor, del que se sintetiza la información que
sigue, indica que comprende seleniuros de Ag (naumannita, aguilarita), seleniuros de Hg
-Pb- Sb- Cu (tiemannita, clausthalita, antimonselita, berzelianita), y selenio. Los
depósitos se formaron c.16-14.5 Ma, coincidiendo con el inicio de un volcanismo bimodal
15
(basalto-riolita) característico de una tectónica de tipo extensional. Es común la
presencia de estas asociaciones cerca de la superficie y en sinters.
Los seleniuros pueden ocurrir asociados con sulfatos y óxidos de minerales en depósitos
termales relativamente oxidados, en tanto los sulfuros, excepto el cinabrio son
inestables. En efecto, los seleniuros en fase acuosa (H2Se; HS-) a 300 y 100 ° C son
estables a fO2 más altas que los sulfuros en fase acuosa, y pueden coexistir con sulfatos,
alunita y hematita. En Buskside Mountain, un alto gradiente térmico y elevada relación
Se/S en el fluido hidrotermal enfriado, tal como sugiere la microtermometría de
inclusiones fluidas y el fraccionamiento de isótopos de S, facilitaron el transporte de
cantidades significativas de Ag, Au y otros metales hacia la paleosuperficie,
aparentemente como seleniuros complejos. Aunque la posterior depresión de la napa
freática causó la ebullición de fluidos, exsolución de H2S y oxidación a H2SO4, lixiviación
del sinter y de los depósitos volcaniclásticos y la formación generalizada de alunita de
reemplazo y crustiforme, las fases de seleniuros primarios se conservaron.
Depósitos en Argentina
Cacheuta
El depósito aquí aludido fue descripto en el siglo XIX y desde entonces ha sido
infructuosa su localización. Esta manifestación, localizada en el faldeo sur del cerro
Cacheuta, consistía en venillas irregulares y discontinuas, de 1 a 4 cm de espesor que
podían reconocerse hasta aproximadamente los 12-14 m de profundidad y que
presentaban zonación vertical con más Ag cerca de superficie y con más Pb a mayor
profundidad (Domeyko 1866). Stelzner (1885) también mencionó el depósito e indicó que
estaba constituido por dos vetas principales con rumbo N30°O y N50°O e inclinación 40-
45°SO que se alojaban en una roca porfírica. La última mención corresponde a Zuber
(1889) quien mencionó una venilla de seleniuros, casi vertical y con rumbo N-S, se
hallaba en un “meláfiro” que constituye la falda meridional del cerro Cacheuta
(actualmente se encuentra allí una cantera de áridos). Cabe destacar que el mencionado
autor, también hizo referencia a una mina de plata constituida por vetas de cuarzo con
galena argentífera que se alojan en una diorita cercana al pico de 2095 metros del
mencionado cerro, dejando en claro que ambos depósitos son diferentes en cuanto a su
localización y paragénesis.
El ambiente geológico consiste en las sucesiones triásicas del rift de la Cuenca
Cuyana (formaciones Potrerillos, Cacheuta y Río Blanco) depositadas por encima de las
capas silúrico-devónicas y de los intrusivos ácidos del Grupo Choiyoi (fig. 7). La edad de
intercalaciones volcaniclásticas en la Formación Potrerillos ha sido establecida en
239,2±4,5 Ma (Spalletti et al., 2008). Hay volcanitas básicas que han sido datadas en
235 Ma aproximadamente a través de métodos geocronológicos, datos paleomagnéticos
y relaciones estratigráficas (Ramos y Kay, 1991).
16
Fig. 7. Esquema geológico del faldeo sur del cerro Cacheuta (modificado de Morel, 1994 y Cingolani et al.,
2012) donde se localiza el supuesto sitio donde se ubicaba la manifestación con seleniuros (a partir de los
datos de Zuber (1889)
El “meláfiro” al que hizo referencia Zuber (1889) consiste en una roca de color gris
oscuro, porfírica, con abundantes geodas, amígdalas y venillas de cuarzo, calcedonia,
ágata y carbonato (fig. 8). Al microscopio, se observan fenocristales de plagioclasa con
alteración leve a moderada a calcita y penetrados por microvenillas de limonitas;
ocasionalmente pueden aparecer fenocristales de un mineral máfico alterado a cloritas,
mineral opaco y calcita. La pasta está constituida por tablillas entrecruzadas de
plagioclasa, a la que acompañan clinopiroxeno u olivina alterada a serpentina e
iddingsita, agregados de cloritas, mineral opaco u agujas y prismas de apatita. Estas
rocas clasifican como andesitas y basaltos. En algunas muestras, se identificaron en la
pasta granos anhedrales de nefelina (?) que incluyen poikilíticamente a la plagioclasa y
al mineral máfico o de feldespato potásico (?), por lo que, modalmente, estas rocas
clasificarían como tefritas.
17
Fig. 8. Afloramiento del “meláfiro” en Cacheuta, donde puede observarse la estructura amigdaloide y la
presencia de venillas con carbonatos o sílice
La paragénesis mineral que se había descripto a fines del siglo XIX incluía un
poliseleniuro, “cacheutita”, que luego fue desacreditado por Olsacher (1928), quien
concluyó que se trataba de una mezcla de clausthalita, naumannita, berzelianita y
achavalita (FeSe), en ganga de calcita y escaso cuarzo. Como minerales secundarios,
Bertrand (1882) indicó la presencia de selenita, calcomenita, molibdomenita y
cobaltomenita. A partir de muestras provenientes del Museo de Historia Natural de
Londres, se determinó la presencia de naumannita, umangita, eskebornita, klockmannita
y clausthalita, junto a krutaíta, bornhardtita-tyrrelita y trogtalita; y una muestra procedente
de la colección mineralógica de la Universidad de Philadelphia, EEUU, donada por
Domeyko, contiene clausthalita, eskebornita, klockmannita, calcopirita y bornhardtita-
tyrrelita, junto a diversos minerales secundarios (Brodtkorb y Paar, 2013).
La relación entre la mineralización y la tefrita y el modelo hidrotermal para este
tipo de depósitos sugieren su formación a partir de fluidos movilizados por la actividad
magmática. En consecuencia se le asigna tentativamente una edad triásica superior.
2.1.3. Vetas epitermales con Se, U, Cu, Co y Ni
Antecedentes
Consisten en vetas con seleniuros de Cu, Co y Ni y uraninita formadas en varios
estadíos separados por procesos tectónicos. En general, los seleniuros precipitan en un
único estadio aunque pueden sufrir removilización posterior como en el caso de
Niederschlema – Alberola (Förster et al. 2003; 2004) donde la actividad hidrotermal
vinculada a procesos tectónicos cretácicos alteró la paragénesis temprana de uraninita-
coffinita-seleniuros y provocó su disolución parcial y reemplazo por una nueva
paragénesis que incluyó metales nativos, arseniuros de Co-Ni-Fe y sulfuros de Bi.
En el caso de Predborice (Johan, 1989; Paar et al., 2005), las vetas con calcita-
hematita-seleniuros-arseniuros son más jóvenes que aquellas con calcita o calcita-
cuarzo y uraninita.
A partir de las relaciones de estabilidad de la umangita (Förster y Tischendorf,
2001) y datos de inclusiones fluidas (Thomas y Tischendorf, 1987) se estimó que la
mineralización de seleniuros en la región de Niederschlema – Alberola se formó a
temperaturas entre 90° y 150°C.
18
Los ejemplos mundiales más importantes son: Niederschlema – Alberola
(Alemania); Předbořice, Bohemian Massif (República Checa); Bukov, Moravia (República
Checa); Chaméane (Francia); Martin Lake, Saskatchewan (Canada); Otish Mountains
(Canada); Kitka River valley, Kuusamo (Finlandia) (Tabla 3).
Depósitos Roca de caja Mineralización Bibliografía
Niederschlema
– Alberola
Granitos
varíscicos
Dolomita, ankerita, fluorita, hematita,
calcopirita, galena, acantita, bornita,
tennantita, löllingita, safloritta, niquelina,
skutterudita, gersdorfita, uraninita, clausthalita,
tiemannita, naumannita, eucairita,
klockmannita, umangita, berzelianita,
bukovita, permingeatita (Cu3SbSe4),
crookesita (Cu7TlSe4), migriita
[(Cu,Fe)3AsSe3], schlemaita, jolliffeita
NiAsSe
Förster et al.
(2003; 2004)
Předbořice Granitos
varíscicos
Calcita, eucairita, tiemannita, bornita
chrisstanleyita, naumannita, fischesserita, oro
nativo, hakita rica en Ag, tyrrellita, clausthalita,
chaméanita, uraninita, milotaita PdSbSe,
ferroselita, bukovita, merenskyita, umangita,
klockmannita, eskebornita, chrisstanleyita
permingeatita
Johan (1989),
Paar et al.
(2005)
Chameane Granito
Ankerita, bukovita, athabascaita, umangita,
eucairita, eskebornita, cIausthalita,
chaméanita, geffroyita, giraudita
Cu6[Cu4(Fe,Zn)2]As4Se13, calcopirita
Johan et al.
(1982)
Martin Lake Basalto
Calcita, baritina, cuarzo, hematita, uraninita,
pirita, calcopirita, umangita, clausthalita,
berzelianita, eucairita, klockmannnita, tyrrellita,
eskebornita, athabascaita Cu5Se4, bornita,
cobre nativo, oro nativo
Harris et al.
(1969; 1970)
Otish
Mountains
Diques y filones
doleríticos
Dolomita, fluorita, baritina, calcita, cuarzo,
hematita, uraninita, clausthalita, aikinita,
wittichenita, molibdenita, pirita, calcopirita,
galena, skippenita Bi2TeSe2, watkinsonita,
poubaita PbBi2(Se,Te,S)4, soudekita
PbCuBi(S,Se)3
Johan et al.
(1987)
Kitka River
Valley Diabasa albítica
Calcita, pirita, calcopirita, galena, hematina,
oro, linnaeita, marcasita, millerita, molibdenita,
vaesita, rammelsbergita, siegenita,
clausthalita, penroseita, melonita, altaita,
paraguanajuatita, polidymita, trüstedtita,
mäkinenita γ-NiSe, kitkaita NiTeSe
Vuorelaine et al.
(1964)
Tabla 3. Ejemplos mundiales de vetas con uranio y seleniuros. En negrita, se resaltan aquellos minerales
para los cuales el yacimiento representa su localidad tipo.
Depósitos en Argentina
Talampaya
El distrito minero de baritina en la zona de Talampaya se ubica 170 km al SO en
línea recta de la ciudad capital de La Rioja. Desde allí, se accede por la ruta nacional 38
hasta la localidad de Patquía, donde hay que desviarse hacia al oeste por la ruta
provincial 26 hasta el Km 140. De allí hay que tomar una huella hacia el este de uso
exclusivo del Parque Nacional Talampaya y recorrer 32,5 km para acceder al distrito
vetiforme de baritina-fluorita.
La mineralización consiste en vetas de baritina-fluorita con minerales de selenio,
cobre y, ocasionalmente, uranio. Se aloja en rocas graníticas correspondientes a la
Formación Ñuñorco, de edad ordovícico-silúrica.
Petrelli (1979) identificó 9 cuerpos vetiformes, generalmente tabulares, con rumbo
dominante NO-SE y ocasionalmente NS, con buzamientos cercanos a la vertical, y
remarcó que existió un marcado control estructural. Los minerales presentes en las vetas
19
son baritina y fluorita de color verde que en sectores pasa a violeta. En pequeñas
proporciones se presenta celestina, óxidos de hierro y, ocasionalmente, minerales de
cobre y de uranio.
La veta La Descubridora tiene un rumbo N 345° e inclinación de 70° al este, una
longitud reconocida a partir de las labores de 500 metros y una potencia variable entre
1,2 y 2 metros. La mineralización corresponde a una asociación de baritina-fluorita con
umangita, klockmannita (fig. 9) y clausthalita. Los seleniuros forman venillas de 4 a 5 cm
de ancho en la veta principal. Dos análisis químicos efectuados sobre las venillas con
seleniuros indican que en estas predomina Cu y Se y que contiene Ag de manera
subordinada (Tabla 4).
Elemento
(ppm) Muestra A Muestra B
Cu 45666 113967
Se 27206 57044
Zn 97 264
Pb 41 68
Ag 36 91
Ni 32 20
Sn <3 117
Co 3 8
Hg 1,1 1,5
Sb <3 <3
Cd <1 <1
Au <0,05 <0,05
As <1 <1
Mo <2 <2
Bi <2 <2
Tabla 4. Datos geoquímicos de la mena de la veta Descubridora. Análisis por ICP, salvo Au, Ag y
Hg que fueron determinados por espectrometría de absorción atómica.
Fig. 9. Fotomicrografia de sección pulida de la veta Descubridora; con y sin analizador, respectivamente.
Agregado de umangita con menor cantidad de klockmannita, dispuesto entre granos de fluorita y carbonato
Se realizaron determinaciones isotópicas del par Sm-Nd sobre fluorita a partir de
la cual se calculó la edad modelo para este mineral y se obtuvo un valor de 1,2 Ga
(Tabla 5); esta edad se interpreta como el tiempo en que el mineral se separó del manto
del cual se originó.
147
Sm/
144
Nd
143
Nd/
144
Nd
147
CHUR
143
CHUR TDM
0,1378 0,512173 0,1967 0,512638 1,2 Ga
Tabla 5. Relaciones isotópicas para la determinación de la edad modelo de la fluorita de la veta
Descubridora, Talampaya
Considerando el modelo general para polimetálicos ricos en Se, su posición
tectónica y la asociación de los seleniuros a una paragénesis en donde predomina la
20
fluorita y la baritina, mineralización típica de ambiente de rifting, se plantea su posible
asignación a los episodios de rift triásicos.
Santa Brígida
Esta mina de uranio se encuentra localizada cerca de Sañogasta, sierra de
Famatina, más precisamente sobre el faldeo oriental del cordón Ñuñorco Sañogasta, en
el sector centro meridional de la sierra, a 1450 m sobre el nivel del mar.
Se accede a la zona desde Nonogasta por la ruta nacional 40 y después de recorrer
unos 15 km, a la altura de Sañogasta hay que desviarse por un camino de ripio en
dirección norte aproximadamente unos 4 km para llegar a las antiguas labores mineras
(varios piques inaccesibles y algunas labores superficiales).
La mineralización se hospeda en las metamorfitas de la Formación Negro
Peinado, de edad ordovícica. La geología del entorno se completa con granitoides de la
Formación Ñuñorco (Ordovícico-Silúrico) y dacitas de posible edad terciaria (Brodtkorb
1999a).
La mineralización visible en las labores superficiales es de uraninita, carnotita,
malaquita y azurita. Asimismo, se observa una mineralización secundaria controlada por
fracturas con rumbo dominante N20° en posición subvertical.
Los minerales primarios son “pechblenda”, bornita, calcopirita, umangita,
clausthalita, tiemannita, onofrita, eucairita, oro nativo, plata nativa y fischesserita; los
secundarios son covelina, idaíta, berzelianita, selenio nativo y numerosos oxidados de
uranio (Brodtkorb 1999a).
La roca hospedante presenta una débil alteración propilítica; existen labores
subterráneas horizontales (subniveles) que muestran la roca de caja muy oxidada
(hematita – jarosita) y con pátinas de sales de uranio como relleno de diaclasas.
No hay elmentos que permitan una ubicación cronológica de la mineralización.
Por similitud con otras mineralizaciones similares se plantea como hipótesis de trabajo su
asignación al Triásico.
San Francisco
Está localizada 5 km al norte de la localidad de Puerto Alegre, sobre el faldeo
occidental de la Sierra de Famatina. Se accede desde Nonogasta por la ruta nacional 40
después de recorrer 65 km aproximadamente y desviarse por una huella que se dirige al
puesto “Agua de Adentro”; desde allí, se recorre una distancia de 4 km por una senda de
animales hasta llegar a las antiguas labores superficiales de San Francisco.
La geología del área se caracteriza por la presencia de sedimentitas marinas
metamorfizadas pertenecientes a la Formación Negro Peinado (Ordovícico) intruidas por
un cuerpo granítico asignado a la Formación Ñuñorco (Ordovícico-Silúrico).
La mineralización vetiforme de cobre y selenio en ganga de calcita y cuarzo se
encuentra en el contacto entre las sedimentitas y el granito. En la Tabla 6 se indican los
valores obtenidos para elementos de interés metalogenético en una muestra de veta.
Cu Se Pb Zn Ag Co Ni Mo Sb Cd As Bi Sn Hg Au
64100 48100 352 239 60 44 17 15 5,9 4,5 <2 <3 <3 <0,08 <0,05
Tabla 6. Elementos de interés metalogenético determinados por espectrometría de emisión atómica por
plasma inductivo (ICP), salvo Au, Ag y Hg que fueron determinados por espectrometría de absorción
atómica. Valores en ppm.
Los minerales primarios son umangita, clausthalita, naumannita, eucairita,
ferroselita y los secundarios klockmannita, kasolita, atacamita, entre otros. La ganga es
calcita (Brodtkorb et al. 1996).
Se carece de elementos de juicio para asignar una edad a la mineralización que,
por relaciones de campo es post-ordovícica. Se plantea, de acuerdo al modelo al que
pertenece, una posible edad triásica.
21
2.2. Depósitos polimetálicos de U-Ni-Co-As-Ag con Bi-Cu-Pb-Zn subordinados
(depósitos de cinco elementos)
Antecedentes
Las mineralizaciones pueden relacionarse con rocas básicas, granitos o con
fracturas profundas. Según Lefebure (1996), el modelo genético corresponde a un
sistema hidrotermal en el que los fluidos ascendieron por fallas desarrolladas en un
ambiente de extensión cortical, y depositaron los metales entre 1 y 4 km de profundidad.
Los fluidos son salmueras con temperaturas entre 150º y 250º C, originadas tanto a partir
de etapas tardías en la diferenciación de magmas como por circulación convectiva de
aguas en las rocas del entorno de los yacimientos. La fuente de los metales puede
encontrarse en niveles estratigráficos ricos en sulfuros y en lutitas carbonosas
intercalados en la secuencia estratigráfica.
El ambiente geotectónico se corresponde con el de un rift intracratónico o una
zona de tracción-elongación de trasarco, en corteza continental en la que generalmente
se forman post-tectónicamente (Lefebure, 1996). Kissin (1992) propuso un modelo
genético general en el que, en un ambiente de rift, se produce un flujo calórico anómalo,
con generación de temperaturas del orden de los 400 ºC a 10km de profundidad. Estas
condiciones favorecen la movilización de salmueras formacionales y otras aguas
connatas que migran siguiendo las fallas extensionales. La alta salinidad y temperatura
favorecerían la migración de Co, Ni y Ag. Las variaciones mineralógicas son
consecuencia de las modificaciones de las condiciones de óxido-reducción y de la
mezcla con aguas meteóricas.
Las menas de estos depósitos se caracterizan por una asociación paragenética
compleja en la que son característicos los arseniuros de Ni-Co, sulfarseniuros de Co, Ni,
Fe y Sb, minerales de Bi y Ag, uraninita. En general el oro está ausente. Las texturas
más comunes son de relleno de espacios abiertos. En algunos depósitos la uraninita
constituye un mineral de mena importante (Lefebure, 1996).
Los ejemplos en el mundo de este tipo de yacimientos son: Batopilas (México),
Thunder Bay District (Ontario, Canadá), Konsberg-Modum (Noruega) y otros (Tabla 7).
Depósitos Roca de caja Mineralogía primaria Bibliografía
Batopilas
Intrusiones dacíticas y dioríticas,
tobas andesíticas, fluojos y
sedimentitas volcaniclásticas
terciarias. Metasedimentitas y
metavolcanitas mesozoicas
Plata nativa, polibasita,
argentina, proustita, pirita,
galena, esfalerita,
arsenopirita, safflorita,
rammelsbergita.
Wilkerson et al.
(1988)
Cobalt,
Ontario
Diabasa paleoproterozoica,
metavolcanitas arqueanas y
sedimentitas proterozoicas
Plata nativa, bismuto, pirita,
galena, esfalerita, cobaltita,
gersdorffita, rammelsbergita,
maucherita, skutterudita,
arsenopirita, axinita, ullmanita,
breithauptita, dyscrasita,
polibasita, proustita, pirargirita,
tetraedrita.
Berry y Petruk
(1971)
Marshall et al.
(1993)
Konsberg-
Modum
Secuencias volcanosedimentarias
de arco de islas y plutonitas
mesoproterozoicas afectadas por
metamorfismo en facies anfibolita
Plata nativa, argentita, pirita,
esfalerita, pirrotina, calcopirita,
cobaltita, skutterudita,
glaucodota, safflorita,
Bjerkgård (2012)
Tabla 7. Ejemplos mundiales de depósitos polimetálicos de cinco elementos
Depósitos en Argentina
En el noroeste de Argentina, se relacionan a este modelo los yacimientos La
Purísima-Rumicruz (Jujuy), La Niquelina (Jujuy) y Esperanza (Salta). Estos depósitos se
habrían formado en el marco de una extensión con adelgazamiento cortical notable
(Rubiolo, 2003). Se han asignado de manera general al Mesozoico, y se los ha vinculado
en primera instancia con la extensión jurásico-cretácica (Lurgo Mayón, 1999). Este tipo
de mineralización ha sido descripta también en el ámbito de la Sierras Pampeanas
22
Noroccidentales (San Santiago, Brodtkorb, 1999b) y en Precordillera (Carrizal,
Rubinstein y Morello, 2006).
Distrito polimetálico Purísima-Rumicruz
El distrito Purísima-Rumicruz se localiza en el sector sur del cerro Colorado de
Cobre, en el límite de las provincias geológicas Puna y Cordillera Oriental, en la provincia
de Jujuy. Comprende un conjunto de vetas polimetálicas ricas en cobre y plomo alojadas
en metasedimentitas de bajo grado asignadas a la Formación Acoite de edad ordovícica
inferior.
Ramallo (1975) estimó una ley media de 4% Cu, de 1 a 7% Pb y de 0,03 a 0,1%
Ni. El yacimiento fue explotado entre las décadas de 1940 y 1970 mediante galerías,
piques y chiflones.
La mineralización fue estudiada inicialmente por Chomnales et al. (1960) y por
Brodtkorb (1973). Lurgo Mayón (1999) la asignó al modelo de depósitos de cinco
elementos.
López (2011) realizó un exhaustivo análisis del distrito y de él se sintetiza la
información que sigue. El área comprende esencialmente dos grupos de vetas
polimetálicas y una serie de vetas de cuarzo y de baritina asociadas (fig. 10). La
paragénesis está constituida por galena, pirita, calcopirita, fahlore rico en cinc, calcosina,
niquelina, gersdorffita, gersdorffita cobaltífera, ullmanita, pechblenda, calcosina, bornita,
digenita y millerita. La ganga consiste en ankerita, dolomita, siderita, baritina y escaso
cuarzo. Las determinaciones de inclusiones fluidas indican temperaturas de
homogeneización entre 150º y 250º C y una salinidad entre 5 y 12% de NaCl equivalente
para el cuarzo. Los estudio isotópicos de C, O y S indican una fuente
sedimentaria/metamórfica para los fluidos y la Formación Acoite como una posible fuente
para los metales. Los isótopos de Pb en tanto sugieren una fuente cortical somera y
permitieron establecer una edad modelo de 235 Ma (Triásico Medio) aún cuando el autor
sugiere la vinculación de la mineralización con el rifting jurásico-cretácico inferior.
Fig. 10. Geología del distrito Purísima-Rumicruz (de López, 2011).
Carrizal
El área de Carrizal se ubica en el sector austral de la sierra de Volcán, en el
sector occidental de la Precordillera, provincia de San Juan. Comprende una zona de
alteración hidrotermal que afecta rocas sedimentarias carboníferas y dos
mineralizaciones genéticamente desvinculadas (fig. 11). La primera corresponde a la
23
parte superior de un sistema porfírico vinculado a una apófisis subvolcánica asignada al
magmatismo gondwánico (Rubinstein, 1995) que fue datada en 261±22 Ma (Rubinstein y
Koukharsy, 1995). La segunda paragénesis, asignada al modelo de cinco elementos, fue
descripta por Rubinstein y Morello (2006) y consiste en una mineralización de tipo
vetiforme no aflorante, de orientación N-S que fue explorada mediante sondeos por la
presencia de concentración uraníferas (Moreno Peral, 1986).
Fig. 11. Geología del área de Carrizal con indicación de las zonas de alteración de la mineralización del tipo
cinco elementos (de Rubinstein y Morello, 2006)
La paragénesis primaria comprende rammelsbergita, gersdorfita y pechblenda, y
de manera subordinada, pirita, niquelina y bismutinita. La mineralización se localiza en
una brecha lítica que afecta a la roca de caja sedimentaria y tiene asociada una
alteración de tipo carbonática dolomítica. Se ha reconocido además annabergita. Los
datos de la química mineral (Rubinstein y Morello, 2006) indican una temperatura de
formación entre 200º y 300º C. La edad del depósito calculada a partir del parámetro ao
de celda de la pechblenda del depósito arrojó un valor de 205 Ma (Triásico superior),
asignable al regimen extensional que afectó a la región para esa época.
2.3. Depósitos polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn
Antecedentes
En esta categoría se incluyen a los yacimientos vetiformes de metales base (Pb-
Ag-Zn) no portadores de oro, que se alojan en secuencias metasedimentarias clásticas.
El modelo fue definido por Beaudoin y Sangster (1992) de quienes se sintetizan
sus características esenciales. Están asociados a zonas de falla subsidiarias de fallas
corticales mayores y se localizan en ambientes orogénicos con o sin presencia de
magmatismo de arco. Son tardío-tectónicos en relación con la historia orogénica y están
vinculados a procesos extensionales. En este contexto se origina una corteza
adelgazada con ascenso del manto superior, y se produce un consecuente desequilibrio
térmico, generación de fracturas profundas y rotación de bloques que dan lugar a
convección de fluidos que originan un ambiente geodinámico favorable a la formación de
mineralizaciones. En este modelo las zonas de falla corticales profundas son
consideradas canales de primer orden para la circulación de fluidos hidrotermales, que
conectan reservorios profundos con reservorios someros y se genera así una mezcla de
fuentes para el Pb, el S y los fluidos, lo que se ve reflejado en las características
isotópicas de los minerales. El rol del metamorfismo se relaciona con la generación de
24
fluidos por deshidratación o intercambio agua/roca a alta temperatura. La mineralogía de
los depósitos comprende galena y esfalerita en una ganga de siderita, cuarzo, dolomita o
calcita. La alteración hidrotermal es de tipo fílica y está restringida a las inmediaciones de
las vetas. Presentan relaciones Pb/(Pb+Zn) entre 0,51 y 0,72 y ausencia o muy bajo
contenido en Au.
Entre los ejemplos mundiales de yacimientos de esta tipología se citan los
distritos Freiberg y Hartz (Alemania), Coeur d’Alène (EEUU) y Kokanee (Canadá) (Tabla
8).
Beaoudoin y Sangster (1992) destacaron la presencia de otras mineralizaciones
vetiformes asociadas a este modelo en alguno de los distritos tipo, y citaron la presencia
de vetas de F-Ba y del tipo “cinco elementos” en el distrito Freiberg, si bien descartaron
una relación entre ellas.
Depósitos Roca de caja Mineralogía primaria Bibliografía
Purcell Basin,
Briutish
Columbia
Turbiditas mesoproterozoicas
Galena, esfalerita, pirrotina,
pirita, freibergita, cuarzo,
dolomita
Paiement et al.
(2012)
Coeur d’Alène,
Estados
Unidos
Argilitas, pizarras y cuarcitas
proterozoicas
Galena, esfalerita, pirita,
pirrotina, marcasita, sulfosales
de plata, siderita, cuarzo,
dolomita, ankerita,
Bennett y
Venkatakrishnan
(1982)
Pribram,
República
Checa
Esquistos, grauvacas, espilitas,
keratófiros y tobas precámbricas a
cámbricas
Galena, esfalerita, pirita,
calcopirita, tetraedrita,
sulfosales de plata, siderita,
cuarzo, calcita.
Beaudoin y
Sangster (1992)
Freiberg,
Alemania
Granito carbonífero y esquistos y
gneises precámbricos
Galena, esfalerita, pirita,
arsenopirita, sulfosales de
plata, cuarzo, siderita, calcita.
Beaudoin y
Sangster (1992)
Tabla 8. Ejemplos mundiales de depósitos polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn
Depósitos en Argentina
Distrito Pumahuasi
El distrito se localiza en el norte de la provincia de Jujuy y comprende una serie
de vetas que se distribuyen en una faja de 15 km en sentido N-S, con un ancho de
aproximadamente 3 kilómetros. Incluye, entre otras, a las minas Pumahuasi, Sol de
Mayo, Bélgica, Pulpera y Cangrejillos. Los estudios iniciales corresponden a Beder
(1928), y puede encontrarse una síntesis del conocimiento geológico en Segal et al.
(1999). Trabajos posteriores de exploración en el distrito, efectuados por Minera Aguilar,
fueron sintetizados por Marquina (2008).
El distrito se emplaza en la Cordillera Oriental, la mineralización se aloja en
leptometamorfitas ordovícicas de la Formación Acoite. No se han identificado evidencias
de mineralización en las sedimentitas cretácicas del Subgrupo Pirgua que cubren
discordantemente a la Formación Acoite en el área. El relevamiento aerogeofísico no
revela la presencia de cuerpos intrusivos en profundidad con los cuales eventualmente
se pudieran relacionar las mineralizaciones.
De acuerdo con Cosentino (1974) las vetas tienen una orientación predominante
N55º-80ºO, aunque hay escasas vetas de rumbo N40º-65ºE y sólo una de rumbo N5ºE
(mina San Marcial). Bassi (1990) propuso un modelo de cizalla siguiendo el rumbo
predominante del sistema mineralizado, con componente sinestral, de acuerdo con el
esquema planteado por Lyons (1983). Posteriormente, Marquina (2008) sugirió un
modelo de cizalla de orientación NNO-SSE, en el que las vetas ocupan el lugar de fallas
extensionales en un sistema de tipo Riedel sinistral (fig. 12).
25
Fig. 12. Esquema estructural del distrito minero Pumahuasi (Marquina, 2008)
La mineralización en orden decreciente de abundancia comprende galena,
esfalerita, calcopirita, arsenopirita, tetraedrita-tennantita, covelina y digenita. Los
minerales de ganga incluyen cuarzo, baritina y siderita. Hay carbonatos secundarios de
Pb y Zn y limonitas.
Los análisis de isótopos de S y Pb de la mineralización (Segal et al., 1999)
indican una participación de aguas circulantes que han extraído el azufre de la secuencia
sedimentaria que aloja a la mineralización, en tanto las composiciones isotópicas de Pb
de las galenas sugieren que este elemento deriva de una mezcla de fuentes: rocas
derivadas de la corteza superior y rocas formadas y deformadas en ciclos orogénicos
repetidos.
Los datos isotópicos de Pb presentados por Sangster y Sangster (2001) difieren
significativamente de los datos del yacimiento sedimentario exhalativo Aguilar, de 480
Ma (Gemmel et al., 1992), por lo que se descarta su vinculación con la removilización de
mineralización de tipo Sedex preexistente. De acuerdo con López (2011), son similares a
los datos del distrito Purísima-Rumicruz.
El modelo genético se corresponde con el de vetas polimetálicas simples alojadas
en terrenos metasedimentarios clásticos definido por Beaudoin y Sangster (1992).
En cuanto a la edad de la mineralización, las relaciones estratigráficas sólo
permiten acotarla al lapso post-Ordovícico pre-Cretácico, en tanto los datos isotópicos de
Pb sugieren similitud con los del distrito Purísima-Rumicruz (López, 2011). Por ello se
plantea la posibilidad de asignarlo al Triásico-Jurásico, sin descartar una edad mayor,
con el emplazamiento de las mineralizaciones en esturcturas vinculadas con la
deformación oclóyica.
Distrito Santa Victoria
Está localizado en el norte de la provincia de Salta, en la sierra homónima. Las
mineralizaciones comprenden depósitos vetiformes de baritina y, subordinadamente
26
polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn. Las mineralizaciones están emplazadas
predominantemente en sedimentitas de los grupos Santa Victoria, de edad ordovícica, y
Mesón, de edad cámbrica. Entre los depósitos se encuentran Santa Victoria, Lopiara y
La Ciénaga (Castillo y Alonso, 2006). La mineralogía comprende galena, esfalerita,
trazas de calcopirita, baritina y cuarzo.
Castillo (1999) propuso como modelo genético para el distrito una fuente primaria
en la secuencia sedimentaria ordovícica y una concentración por circulación de fluidos
relacionados con metamorfismo y deformación.
Los isótopos de Pb presentan composiciones diferentes a las obtenidas en el
distrito Pumahuasi, por lo que Sangster (2001) sugirió que los fluidos hidrotermales han
extraído los metales de un basamento más profundo y antiguo. Los datos isotópicos de S
que promedian +15.1‰ indican que este elemento proviene de sulfuros de la secuencia
sedimentaria, originados por reducción directa de sulfatos del agua de mar y formados
en un sistema cerrado y anóxico (Sangster, 2001).
El distrito se considera la continuación austral del conjunto de mineralizaciones
similares localizadas en la parte austral del territorio boliviano, que Sempere et al. (1998)
vincularon al rifting triásico. No obstante hay evidencias de episodios de mineralización
de diversas edades, la principal relacionada con la orogenia oclóyica (Seggiaro, com.
verb.) lo que sugiere varias etapas de removilización de metales y la necesidad de un
análisis exhaustivo del conjunto de vetas para su correcta asignación cronológica.
Distrito Paramillos de Uspallata
Las antiguas minas de este distrito se encuentran a 55 km al NO de la ciudad de
Mendoza, en el ámbito de la Precordillera (fig. 13). Comprende más de 40 vetas de
rumbo general NO-SE y corridas de 400 a 600 m, al que se asocian vetas de disposición
E-O más extensas, que alcanzan los 2,5 km (Rayces, 1948).
La geología de la región consiste en una secuencia de sedimentitas continentales
triásicas con intercalaciones de diabasas (Grupo Cerro Cocodrilo, Rolleri y Fernández
Garrasino, 1979) y un complejo magmático terciario, consistente en stocks, filones capa
y diques de composición mesosilícica. Las vetas polimetálicas simples del distrito
Paramillos de Uspallata se restringen a la secuencia triásica, en tanto se vinculan con el
magmatismo terciario sistemas tipo pórfiro de Cu (Paramillos Sur, Paramillos Norte, San
Benicio), vetas polimetálicas auríferas (La Negrita), mineralizaciones vetiformes, en
stockwork y diseminadas auríferas (Oro del Norte, Oro del Sur, Crestón Amarillo, Agua
del Jagüel, Cerro Canario) (Lavandaio y Fusari, 1999).
La mineralización consiste en galena, tetraedrita, esfalerita, pirargirita, proustita,
boulangerita, freibergita, argentita, owyheeita, arsenopirita y marcasita en ganga de
siderita manganífera, cuarzo, pirita y escasa baritina (Garrido et al., 2001; Carrasquero et
al., 2013). Rayces (1949) calculó leyes medias de 475 g/t Ag, 2,5% Pb y 3,5% Zn. Sobre
29 vetas del distrito Lavandaio y Fusari (1986) estimaron un potencial de 1,274 Mt de
mena.
27
Fig. 13. Distrito polimetálico Paramillos de Uspallata (Lavandaio y Fusari, 1999)
El análisis de inclusiones fluidas en cuarzo, siderita y esfalerita indica
temperaturas y salinidades entre 180º y 240 °C y entre 5 y 19% eq. de NaCl, en tanto
que los isótopos de O y S sugieren una mezcla de fluidos magmáticos con aguas
meteóricas, habiéndose calculado que el emplazamiento del sistema mineralizado fue
cercano a la superficie, a menos de 200 m por debajo del paleo nivel freático (Garrido et
al., 2001).
Se realizó el análisis isotópico de Pb de una muestra de galena. Los resultados
se sintetizan en la tabla 9.
Muestra 206Pb/204Pb 207Pb/204Pb 208Pb/204Pb
VETA TAJO 18.485 15.564 38.247
Tabla 9. Análisis isotópico de una muestra de galena de Paramillos de Uspallata
El resultado obtenido se ploteó en el diagrama 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb. Los
valores obtenidos plotean en el campo de los depósitos polimetálicos simples de Pb-Ag-
Zn (Beaudoin y Sangster, 1992) y se superpone a la línea que define el “Arreglo
Mesozoico” (Paiement et al., 2012), sugiriendo esta edad para la mineralización (fig. 14).
Los valores obtenidos se localizan, por otra parte, entre las curvas del orógeno y la
corteza superior de Zartman y Doe (1981) lo que indica una fuente mixta de Pb
proveniente de rocas alojadas en la corteza superior y otras afectadas por ciclos
orogénicos repetidos (Beaudoin y Sangster, 1992).
28
Figura 14. Composición isotópica de Pb de la galena de Paramillosde Uspallata. Se indica el campo de los
depósitos polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn asociados a ambientes extensionales (datos de Beaudoin y
Sangster, 1992) y la orientación del "Arreglo Mesozoico", de Paiement et al. (2012).
2.4. Depósitos de Mn
Antecedentes
Los depósitos de Mn relacionados a fallas de despegue y estructuras asociadas
(Long, 2004) se caracterizan por alteración propilítica, brechamiento asociado en zona
de vetas, presencia de metasomatismo potásico extensivo que generalmente precede la
formación de los depósitos y no siempre está espacialmente asociado a las
mineralizaciones.
Las mineralizaciones se presentan por lo general como vetas, pero también se
observan niveles estratoligados en las secuencias sedimentarias sin-rift.
El mecanismo general para la formación de los depósitos ha sido sintetizado por
Spencer (1991) quien sugirió que los fluidos hidrotermales asociados a los depósitos
metalíferos en los niveles de despegue, retienen el Mn por sus características ácidas. La
neutralización de estos fluidos por interacción con aguas meteóricas resulta en el
consecuente depósito de Mn con una mineralogía característica de ambientes altamente
oxidantes. El Mn se deposita directamente en sedimentos no consolidados o como venas
cercanas a la superficie. Es común la presencia en las menas de anomalías en Ba, Pb, K
y Sr, en tanto que los elementos característicos de los ambientes epitermales
relacionados a magmatismo (As, Sb, Hg, Tl) ocurren en proporciones muy bajas, por lo
general correspondientes al fondo geoquímico (Derby, 2012).
Los niveles estratiformes alcanzan varios centenares de metros de extensión y
sus espesores en general no superan los 20 metros. La mineralogía incluye psilomelano,
romanechita, criptomelano potásico, ramsdellita y pirolusita. Las leyes de Mn son bajas,
por lo general entre 4 y 14%.
Los depósitos vetiformes tienen leyes de hasta 40% Mn, pero son de pequeño
tonelaje si se los compara con los depositos estratiformes. En el caso de rocas de caja
estratificadas es común las asociación de las vetas con los depósitos estratiformes. La
mineralogía comprende criptomelano, hollandita, coronadita, psilomelano, romanechita y
ramsdellita (Tabla 10). Entre los minerales de ganga se destacan calcita y
calcedonia/ópalo. Hay asociadas venillas de baritina. Se destaca para este tipo de
mineralizaciones, por contraste con aquellas relacionadas con sistemas epitermales
vinculados a volcanismo de arco en ambiente continental, que en profundidad no pasan
a mineralización de ambiente reductor (rodocrosita). Por el contrario, se observa una
desaparición de la paragénesis de Mn, la que es reemplazada por otra en la que
predominan los óxidos de Fe, asociados a cuarzo y, eventualmente, fluorita y baritina
(e.g., Leal et al., 2008).
Los datos de inclusiones fluidas son muy variables, siendo indicativas de fluidos
con salinidades entre 0 y 35% eq. NaCl y temperaturas de hasta 400ºC.
29
Es común la presencia de basaltos alcalinos, que subyacen a los depósitos de Mn
y que, localmente, pueden canalizarse a través de fallas y removilizar mineralizaciones
estratiformes (Derby, 2012).
Depósitos Roca de caja Mineralogía primaria Bibliografía
Artillery Park
District,
Arizona
Areniscas, basaltos, brechas y
conglomerados oligoceno-
miocenos
Romanechita, psilomelano,
pirolusita, ramsdellita,
coronadita, hollandita,
criptomelanos.
Derby (2012)
Luis López
District, New
Mexico
Tobas oligocenas y sedimentitas
asociadas
Hollandita, romanechita,
coronadita, criptomelano,
ramsdellita, calcita, hematita,
calcedonia
Norman et al.
(1983)
Santa Rosa,
México Conglomerado terciario
Romanechita, pirolusita,
baritina, ópalo, cuarzo, calcita,
goethita.
Rodríguez-Díaz et
al. (2013)
Tabla 10. Ejemplos mundiales de depósitos epitermales de Mn
Depósitos en Argentina
Se asignan a la tipología mencionada en Argentina los depósitos epitermales de
Mn de la Sierra de Ambargasta y Sierra Norte, provincias de Santiago del Estero y
Córdoba respectivamente (Leal et al., 2008), así como los del Distrito Agua Escondida,
provincia de Mendoza (Mallimacci et al., 2010). Ambas mineralizaciones se vinculan con
estructuras de rift de edad cretácica y su edad ha sido precisada mediante dataciones
radimétricas (Brodtkorb y Etcheverry, 2000 y Mallimacci et al., 2010).
Sierra de Ambargasta-Sierra Norte
Los depósitos de esta región constituyen la principal acumulación de Mn
epitermal de la República Argentina. Comprende un conjunto de más de noventa vetas
agrupadas en distritos, alojadas en rocas granodioríticas y riodacíticas eopaleozoicas
(fig. 15). Han sido objeto de múltiples estudios, entre los que se destacan los trabajos de
síntesis de Brodtkorb y Miró (1999) y Leal et al. (2008) de los que se extraen los
principales conceptos.
30
Figura 15. Geología de los distritos de Mn del norte de Córdoba y sur de Santiago del Estero (de Brodtkorb
y Miró, 1999)
Las vetas están distribuidas en un área de 70 km en sentido N-S y 30 km en
sentido E-O y su geometría es el resultado de un sistema de cizalla dextral relacionada a
lineamientos N-S. Se han identificado cuatro estadios de mineralización, de los cuales en
los tres primeros se han depositado los minerales de Mn. Estos consisten en especies
oxidadas (Mn4+): hollandita, pirolusita, ramsdellita, romanechita y criptomelano,
asociadas a goethita y hematita. Los minerales de ganga más comunes son calcita,
ópalo y baritina, y cantidades subordinadas de fluorita, cuarzo y calcedonia. Los estudios
de inclusiones fluidas indican soluciones acuosas de baja salinidad y temperaturas del
orden de los 150 ºC, en tanto los estudios de isótopos estables en calcita y baritina
muestran el predominio de aguas meteóricas en los fluidos hidrotermales.
Se estableció la edad de la mineralización mediante la datación K/Ar de
criptomelano del distrito Aguada del Monte, obteniéndose un resultado de 134,5±3 Ma
(Brodtkorb y Etcheverry, 2000). Esta edad indica la relación de la mineralización con el
sistema de rift cretácico, evidenciado en las Sierras Pampeanas de Córdoba por la
presencia de basaltos alcalinos de esta edad y hacia el este por depósitos sedimentarios
que rellenan el sistema de rift central pampeano (Chebli et al., 1999).
31
Región Agua Escondida
Los depósitos de Mn de este distrito están localizados en el sector sur del Bloque
de San Rafael, provincia de Mendoza y se encuentran alojados en la sección superior del
Grupo Choiyoi. Están concentrados en dos distritos: Santa Cruz y Ethel. Se han
calculado reservas totales del orden de las 390.000 toneladas (Zanettini y Carotti, 1993).
La mineralización se presenta en cuerpos tabulares y lenticulares con longitudes de
hasta 600 m y espesores de hasta 7 metros, de rumbo NO, NE y EO (Mallimacci et al.,
2010).
La mineralización consiste en psilomelano, criptomelano, hollandita, coronadita,
pirolusita y cantidades subordinadas de jacobsita, manganita, groxthita, ramsdellita,
todorokita, hausmannita y calcofanita en ganga de óxidos de hierro, calcita, ópalo,
calcedonia y cuarzo. En la roca de caja hay desarrollada alteración argílica
(illita/smectita) y en menor proporción silicificación. Son comunes las anomalías de Pb,
Zn y Mo.
Se dató la mineralización en mina Dos Marías (Grupo Ethel), obteniéndose una
edad K/Ar de 71±3 Ma, por lo que se la asigna al Cretácico Superior (Mallimacci et al.,
2010).
Otros yacimientos
Tentativamente se asignan al Triásico-Jurásico y a este modelo las
mineralizaciones epitermales de Mn de Arroyo Lagañoso, provincia de San Juan y
Coronel Lebrero, provincia de Río Negro.
El yacimiento de Arroyo Lagañoso se localiza en las márgenes del arroyo
homónimo, afluente del río de Los Patos, en la Cordillera del Tigre, provincia de San
Juan. Fue estudiado por Barrionuevo (1948), autor del que se sintetiza la información.
Está constituido por varias vetas con orientación NO-SE, con floramientos continuos que
superan los 500 m y potencias de hasta 20 metros emplazadas en un pórfiro riolítico
asignado al Grupo Choiyoi. Se ha identificado pirolusita y psilomelano en ganga de
cuarzo y limonitas. Los minerales de Mn forman venillas e impregnaciones en una matriz
brechosa constituida por cuarzo y clastos de pórfiro. Los muestreos efectuados indican
contenidos variables entre 4,53 y 44,75 % Mn y entre 1,7 y 6,54% Fe. La ley promedio
obtenida para el yacimiento es de 23,35% Mn.
El yacimiento Coronel Lebrero se encuentra ubicado 40 km al NNO de Sierra
Grande. Fue descripto por Sgrosso (1946) de quien se sintetizan los datos. Comprende
dos vetas con potencias entre 0,4 y 1 m, alojadas en rocas graníticas, que se encuentran
intruidos por diques de pórfiro cuarcífero, asignados a la Formación Marifil. En el
contacto de las vetas el granito está caolinizado con abundante presencia de hematita y
limonita. Las vetas consisten en psilomelano, pirolusita y hematita en ganga de cuarzo.
En las salbandas se observa baritina. El contenido de Mn varía entre 15 y 26,64% y el de
Fe entre 6,3 y 11,5%.
2.5. Depósitos de fluorita
Antecedentes
El modelo de depósitos de vetas epigenéticas de F-Ba fue sintetizado por Hora
(1996a). Corresponde a vetas alojadas en zonas de brecha y cizalla a lo largo de fallas
que se localizan esencialmente en ambientes tectónicos en los que subyace una corteza
siálica. En cinturones orogénicos se relacionan con intrusiones postectónicas o con rocas
alcalinas asociadas a rifts, son próximas a zonas de sutura, rifts tensionales, grabens y
lineamientos. Los cuerpos mineralizados son tabulares o lenticulares y pueden superar
los 1000 m de longitud con espesores de hasta 20 metros. En muchos casos la fluorita
es el único mineral, o bien está acompañada por cuarzo, calcedonia, baritina, carbonatos
de Ca-Fe-Mg. Hay sulfuros subordinados, tales como galena, esfalerita, calcopirita y
pirita y silicatos como adularia y feldespato potásico.
32
Este modelo constituye la principal fuente de flúor a escala mundial. Como
ejemplos típicos Van Alstine (1976) indicó más de 45 distritos localizados a lo largo del
graben Río Grande, en el oeste de los EEUU, con una extensión que supera los 800 km
(e.g. Browns Canyon, Northgate, Poncha Springs) así como la zona de rift de Baikal, de
más de 3000 km y en la que se localizan más de 200 depósitos de fluorita (e.g. Bor
Undur y Urgen Mongolia). En todos los casos las mineralizaciones se emplazan en fallas
normales o en echelon, asociadas a los sistemas de rift (Tabla 11).
Depósitos Roca de caja Mineralogía primaria Bibliografía
Browns
Canyon
Sedimentitas epiclásticas de edad
miocena.
Fluorita. Cantidades menores
de cuarzo, calcedonia, ópalo,
pirita, calcita, óxidos de Mn y
Fe, baritina
Wallace (2010)
Poncha
Springs
Rocas ígneas y metamórficas
proterozoicas
Fluorita. Cantidades menores
de cuarzo, calcedonia y
óxidos de Mn.
Wallace (2010)
Bor Undur y
Urgen Granitos y diques riolíticos triásicos Fluorita, calcita, cuarzo Kynicky et al.
(2008)
Tabla 11. Ejemplos mundiales de depósitos de fluorita vinculados a rifting continental
Depósitos en Argentina
Bloque de San Rafael
Los depósitos se concentran particularmente en el sector sur del Bloque de San
Rafael, donde se los encuentra preferencialmente alojados en la sección superior del
Grupo Choiyoi. Algunos de estos depósitos fueron explorados entre principios de la
década de 1940´ y principios de la de 1980´, con leyes de mena de hasta 90% CaF2 y
reservas totales cercanas a las 0,5 Mt (Gauna, 1978, 1979; Morón, 1968, 1977;
Ingeniería Consultora, 1974; Minera Agua Escondida S.A., 1983). Constituyen los
distritos 25 de Mayo, sobre las márgenes del río Diamante y La Escondida, en el sureste
de la provincia de Mendoza.
Los cuerpos de mena son principalmente lenticulares y localmente tabulares, con
longitudes de hasta 900 m y espesores de hasta 4 m (aunque raramente exceden los
0,5m) y tienen orientación NNO y E-O (Centeno et al., 2009; Mallimacci et al., 2010).
Contienen una o más generaciones de fluorita con textura coloforme, crustiforme, en
cocarda y brechosa, y colores violeta, verde, blanco y localmente amarillos. La primera
generación consiste en cristales de fluorita gruesos, en tanto la segunda comprende
agregados de fluorita intercrecidos con cuarzo. La ganga consiste principalmente en
cuarzo y calcedonia y proporciones menores de calcita y baritina. Las temperaturas de
homogeneización de las inclusiones fluidas medidas en fluorita y cuarzo están en el
rango de 180-230ºC (Centeno et al., 2009; Mallimacci et al., 2010). Hay presencia
esporádica de pirita y arsenopirita. Se identificaron anomalías de metales base, en
particular Zn (Mallimacci et al., 2010).
En la roca de caja, las vetas de fluorita desarrollan una alteración argílica extensa
consistente en illita-smectita (determinada por espectrometría de reflectancia SWIR),
silicificación, diseminación de pirita y de fluorita.
Se realizaron análisis por isótopos de Sm-Nd en cuatro muestras de fluorita de
depósitos del Bloque de San Rafael, emplazados en la sección superior del Grupo
Choiyoi (Tabla 12). Los resultados analíticos fueron procesados mediante el Programa
ISOPLOT (Ludwig, 1999) y se obtuvo una isocrona, ajustada con tres puntos, a partir de
la cual se calculó una edad de la fluorita de 205±11 Ma (Triásico superior-Jurásico
Inferior) (Fig. 16). Se descartó la muestra de la mina Arco Iris ya que era una fluorita
amarilla y, como indica Sanchez et al. (2010), este tipo de fluoritas presentan contenidos
de Sm anómalos por lo que no pueden ser utilizadas para obtener una isocrona
confiable.
33
Mina Muestras Sm Nd 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd +/_2s
Castaño Viejo
86336 1.585 3.58 0.2679 0.512536 4
Tres Alejandros 86322 2.94 9.43 0.1882 0.512438 2
Angélica 86102 1.219 2.69 0.2740 0.512503 2
Arco Iris CA11 3.36 5.34 0.3797 0.512694 3
Tabla 12. Análisis isotópicos Sm/Nd en fluorita (Sm y Nd expresado en ppm).
Fig. 16. Isocrona Sm/Nd para fluoritas de las minas Castaño Viejo, Tres Alejandros y Angélica.
En tres muestras analizadas por isotopía Sm-Nd se determinaron los contenidos
en elementos traza y ETR (Tabla 13).
Mina Rb Sr Y Zr Nb Cs Ba La Ce Pr Nd Sm Eu
Arco Iris < 1 179 126 16 12.8 < 1 5 2.52 4.69 1.11 5.51 3.34 0.147
Angélica < 1 121 51.3 4 8 < 1 6 2.16 4.41 0.63 2.62 1.13 0.281
Castaño Viejo < 1 100 71.1 2 6.6 < 1 10 1.63 3.07 0.56 2.33 1.1 0.2
Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta W Th U
Arco Iris 7.7 2.53 19.2 4.15 12.2 1.97 13.2 1.92 1.3 1.7 2.3 0.41 0.31
Angélica 2.19 0.79 7.4 1.84 5.74 0.885 5.41 0.72 0.4 1.56 1.7 0.12 0.09
Castaño Viejo 2.57 0.77 6.17 1.4 4.47 0.731 5.12 0.831 0.1 1.36 1.6 0.08 0.39
Tabla 13. Elementos traza en fluoritas del Bloque de San Rafael (contenidos expresados en ppm).
En general, muestran bajo contenido en elementos traza, particularmente Sr, Ba,
La, Ce e Y, con un contenido relativamente bajo en tierras raras totales (~30-80 ppm).
El patrón de distribución de ETR normalizadas a condrito es muy similar en las
tres muestras. Están enriquecidas en ETR pesadas en relación con las livianas y
muestran una leve anomalía negativa en Ce y una marcada anomalía negativa en Eu
(Fig. 17). Las anomalías en Ce sugieren altas fugacidades de oxígeno en la fuente de
los fluidos hidrotermales con la resultante oxidación de Ce+3 e inmovilización de Ce+4
(Constantopoulos 1988). Sin embargo, las anomalías negativas más pronunciadas de Eu
en la muestra Arco Iris sugieren fugacidades de oxígeno algo menores para este
depósito, las cuales inhiben la conversión de Eu+2 en Eu+3 (Constantopoulos 1988).
34
Fig. 17. Distribución de ETR normalizadas a condrito (Boynton, 1984) para fluoritas del Bloque de San
Rafael.
La sección superior del Grupo Choiyoi tiene una notable actividad de flúor (aF)
evidenciada por la presencia de topacio y fluorita como minerales accesorios, en
particular en las riolitas subvolcánicas (Kleiman y Morello 2000).
El patrón de distribución de ETR no se corresponde con el típico de precipitados
de origen magmático debido a los bajos contenidos en tierras raras livianas (e.g. Hein et
al., 1990). Por otra parte, los contenidos en tierras raras de las fluoritas y de la sección
superior del Choiyoi son similares entre Eu y Lu (Fig. 18) y una explicación alternativa del
desacople en las ETRL ha sido presentada por Alderton et al. (1980) quienes sugieren
que puede deberse a alteración argílica en las rocas de caja producida por la actividad
hidrotermal responsable de la mineralización, ya que los filosilicatos formados pueden
adsorber tierras raras livianas. Por otra parte no se descarta que el enriquecimiento
relativo de ETRP respecto de las ETRL pueda deberse, también, a variaciones en el
comportamiento de complejante del fluido hidrotermal en relación con tierras raras
livianas y pesadas (Möller y Morteani, 1983).
Considerando la solubilidad y fuentes posibles de flúor (ver 3.5.) se asume que
este elemento fue incorporado como HF en los fluídos a partir de una fuente mantélica,
probablemente relacionado con la degasificación de un magma alcalino, característico de
ambientes de rift y que, por lixiviación hidrotermal, colectaron ETR de la sección superior
del Grupo Choiyoi. De este modo, el ascenso de los fluidos habría ocurrido luego de la
actividad magmática representada por el Grupo Choiyoi, durante el rifting triásico y por lo
tanto se interpreta que los fluidos mineralizantes no estuvieron vinculados genéticamente
con este Grupo. Un modelo similar, para un mismo contexto geológico ha sido propuesto
por Partey (2004) para depósitos de fluorita del Rift Río Grande, Estados Unidos.
35
La P r Pm Eu Tb Ho Tm Lu
Ce Nd Sm Gd Dy Er Yb
110100100
0
S
am
p
l
e
/
R
E
E
c
h
o
n
d
r
i
t
e
Angélica
Arco Iris
Castaño Viejo
Upper section
Fig. 18. Comparación de los contenidos en ETR en la sección superior del Grupo Choiyoi y de las fluoritas
analizadas normalizadas a condrito (Boynton, 1984).
Yacimiento Chus Chus, La Rioja
Fue estudiado por Jutorán (1970), quien describió la presencia de vetas como
relleno de fracturas en metamorfitas, como relleno de fracturas y diaclasas y como
brechas mineralizadas, con leyes de CaF2 entre 40 y 60%. La mineraliazción se
encuentra asociada a un sistemas de diques riolíticos vinculados con la sección superior
del Grupo Choiyoi. Las vetas superan los 500 m de largo y tienen una potencia de hasta
10 metros. La fluorita se presenta asociada a cuarzo, calcita, baritina y limonitas, y tiene
coloraciones verde, violeta y blanco amarillenta. En el área, se han cubicado 0,95 Mt de
fluorita (Jutorán, 1970). Actualmente, el yacimiento está en explotación y se está
explorando mediante perforaciones para incrementar reservas.
La edad de la mineralización queda acotada por su relación con los diques del
Grupo Choiyoi. Por similitud con la mineralización del Bloque de San Rafael se asigna
tentativamente al Triásico.
Sierras Pampeanas de Córdoba
Las mineralizaciones de fluorita en la provincia de Córdoba se agrupan en tres
distritos: Cabalango, Sierra de Comechingones y Guasapampa. Su explotación se
remonta a la década de 1940. La geología de los principales yacimientos ha sido
descripta por Bonalumi et al. (1999), autores de los que se sintetiza la información que
sigue.
Las vetas se emplazan en el basamento metamórfico y en granitos de edad
devónica (Achala y Alpa Corral) y alcanzan hasta centenares de metros de longitud,
presentando estructura brechosa y mineralización discontinua. Son comunes los
reemplazos de tipo silíceo no mineralizado a lo largo de las fracturas que controlan el
emplazamiento de las vetas. Por lo general la fluorita presenta coloración violeta y,
localmente, hay variedades verdes y amarillas. Está asociada con calcedonia, localmente
cuarzo y escasa pirita.
El principal depósito corresponde a la mina Bubú, localizada en la Sierra de
Comechingones, en la que se han establecido reservas del orden de las 500.000
toneladas.
Galindo et al. (1996) determinaron en las minas La Nueva y Bubú edades de
131±22 Ma y 117±26 Ma, respectivamente. Estas edades sugieren su relación con
procesos asociados al rifting cretácico. Los autores mencionados postulan que la
mineralización estaría vinculada con fluidos hidrotermales poco profundos, propios de
áreas extensionales con evidencias de magmatismo básico alcalino.
36
Macizo Nordatagónico
Los yacimientos se distribuyen en las provincias de Río Negro (distritos San
Antonio, Valcheta, 9 de Julio y 25 de Mayo) y Chubut (distritos Telsen y Biedma). La
estratigrafía de la región comprende un basamento metamórfico y plutónico con edades
eopaleozoicas, una secuencia sedimentaria marina silúrico-devónica, plutonitas
neopaleozoicas y un importante complejo volcánico y volcaniclástico desarrollado entre
el Triásico inferior y el Jurásico, designado Formación Marifil (Jurásico inferior a medio)
en el sector oriental y Formación Los Menucos (Triásico) y Formación Garamilla
(Jurásico) en el sector centro-occidental (Ramos y Aguirre Urreta, 2000). Las rocas de la
Formación Marifil constituyen un plateau riolítico que es interpretado como un episodio
de fusión cortical relacionado con la ruptura de Gondwana y es considerado junto con las
volcanitas ácidas del Macizo del Deseado (Formación Chon Aike) como una Silicic LIP
(Silicic Large Igneous Province) (Bryan, 2007).
La estructura dominante del macizo corresponde a un sistema de hemigrabens,
con orientación de la extensión oblicua al margen continental (Ciciarelli, 1990) (Fig. 19).
Aliotta (1999) ha sintetizado los principales aspectos relacionados con los diversos
yacimientos de la región y de allí se extraen los aspectos esenciales de estas
mineralizaciones. El sistema mineralizado comprende más de 150 vetas, con corridas
que alcanzan los 1600 m y potencias que varían entre 0,1 y 10 metros. Predominan los
rumbos E-O a N55ºE y excepcionalmente NO-SE. La mineralogía es simple y consiste en
fluorita, calcedonia y cuarzo y subordinadamente calcita. Hay presencia local de
pequeñas cantidades de sulfuros (pirita, galena, esfalerita y calcopirita). Se ha
identificado puntualmente adularia, baritina, ceolitas y rodocrosita.
37
Figura 19. Depósitos de fluorita en el sector oriental del Macizo Nordpatagónico y su relación con la
estructuración en semigrabens definida por Ciciarelli (1990).
La alteración hidrotermal más común es la cuarzo-sericítica, que afecta a las
volcanitas que constituyen la roca de caja, localmente se ha determinado albitización,
argilización y ceolitización.
En la figura 20, se muestra la distribución de elementos de tierras raras de
diversos yacimientos, a partir de los datos de Aliotta (1999) y para comparación los
contenidos en ETR de las formaciones Garamilla (Benedini y Gregori, 2013), Marifil
(Pankhurst y Rapela, 1995) y Complejo Los Menucos (Lema et al., 2009). Si se
comparan los resultados con los contenidos en ETR del volcanismo triásico-jurásico (F.
Garavilla, Complejo Los Menucos y F. Marifil) se observa una leve anomalía negativa en
Eu y un desacople en el contenido en ETR livianas respecto de los valores observados
en las volcanitas triásico-jurásicas. El patrón de distribución es en general similar al
observado en las fluoritas del Bloque de San Rafael, si bien los contenidos en ETR son
superiores y no hay un enriquecimiento significativo en tierras raras pesadas como el de
esta última región. En cuanto al desacople observado, también identificado en las
fluoritas del ámbito del Bloque de San Rafael, puede explicarse por los mismos procesos
detallados en la sección correspondiente.
38
Fig. 20. Distritbución de elementos de tierras raras normalizados a condrito para muestras de fluorita del
Macizo Nordpatagónico. Comparación con el patrón de distribución en volcanitas de las formaciones
Garamilla, Marifil y Compejo Los Menucos (datos de Aliotta, 1999; Lema et al., 2009; Pankhurst y Rapela,
1995 y Benedini y Gregori, 2013)
Desde el punto de vista estructural, Ciciarelli (1990) definió para el ámbito del
Macizo Nordpatagónico el modelo de emplazamiento de los sistemas vetiformes
fluoríticos, estrechamente relacionado con el desarrollo de hemigrabens en un ambiente
geotectónico en el que se instaló un regimen de esfuerzos extensionales (fig. 21). Estas
condiciones dieron origen a un atenuamiento cortical, fusión en la base de la corteza y
generación de un abundante magmatismo riolítico (cuyos productos volcánicos y
volcaniclásticos quedan incorporados a los hemigrabens) respecto del cual la fluorita
está asociada a la circulación de fluidos vinculados con su desarrollo póstumo.
Fig. 21. Modelo de emplazamiento de las vetas de fluorita en el Macizo Nordpatagónico (Ciciarelli, 1990)
2.6. Depósitos epitermales de baritina
Antecedentes
Este modelo abarca vetas epitermales constituidas esencialmente por baritina, alojadas
39
en fallas, fracturas y zonas de cizalla. Está comprendido en el modelo general de vetas
de baritina definido por Clark y Orris (1991) que abarca este tipo de mineralizaciones
para variados ambientes tectónicos. En la clasificación presentada por Hora (1996b) las
vetas tienden a localizarse en y cerca de los márgenes de cuencas de rift tanto en
ambiente continental como de margen continental. Su emplazamiento está controlado
por fallas de alto ángulo y, localmente, la mineralización se presenta como cuerpos
irregulares y estratoligados. Tienen una extensión que puede superar 1 km, potencias de
hasta 20 m y son explotadas hasta profundidades de 500 metros. Estudios de
inclusiones fluidas indican temperaturas de homogeneización entre 160 y 300 ºC (Jessey
2010) y corresponden a fluidos salinos (10 a 16% eq. NaCl). Es común la presencia de
múltiples episodios de mineralización (Hora, 1996b). En la tabla 14 se indican las
características principales de algunos de los distritos típicos de este modelo de
mineralización.
Depósitos Roca de caja Mineralogía primaria Bibliografía
Calico
Mountains
Subdistrict,
Central Mojave,
California
Lavas dacíticas a riodacíticas,
tobas y brechas volcánicas
miocenas
Baritina, cuarzo/calcedonia,
anhidrita, hematita, calcita.
Plata, acantita, esfalerita y
pirita minoritarias
Jessey y Taman
(1988)
Sandia
Mountains,
Manzano
Mountains, New
Mexico
Calizas pensilvanianas, granitos
y esquistos verdes precámbricos
Baritina, con proporciones
variables de fluorita, galena,
esfalerita y calcopirita.
McLemore y
Barker (1985),
McLemore et al.
(1998)
Benue Trough
Basin, Nigeria
Areniscas, limolitas y lutitas
cretácicas. Gneises y granito de
basamento.
Baritina, hematita, limonita.
Proporciones variables de
siderita, cuarzo, pirita,
calcopirita, galena y esfalerita.
Oden (2012)
Tabla 14. Ejemplos mundiales de depósitos epitermales de baritina
Depósitos en Argentina
Distrito Santa Victoria-Iruya-Zenta
Está localizado en el norte de la provincia de Salta, en la sierra homónima. Las
mineralizaciones comprenden depósitos vetiformes de baritina con contenidos de
minerales de Pb, Ag y Zn, en proporciones variables desde subordinadas a depósitos
polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn con ganga de baritina, descriptos en la sección
correspondiente de este trabajo. Las vetas se localizan en fracturas que afectan a
leptometamorfitas neoproterozoicas-cámbricas de la Formación Puncoviscana y
sedimentitas de los Grupos Mesón, de edad cámbrica y Santa Victoria, de edad
ordovícica (fig. 22).
Entre los depósitos se destacan Mono Abra, Poscaya y San Martín (Castillo,
1999). La mineralogía comprende baritina y cuarzo, con cantidades subordinadas de
galena, esfalerita, calcopirita y óxidos de Fe-Mn, lo que sugiere que constituyen un único
distrito junto con los depósitos polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn de la región.
40
Fig. 22. Geología de los distritos mineros baríticos Santa Victoria-Iruya-Zenta (de Castillo, 1999)
Castillo (1999) propuso como modelo genético para el distrito una fuente primaria
en la secuencia sedimentaria ordovícica y una concentración por circulación de fluidos
relacionados con metamorfismo y deformación. Se los asigna al Triásico-Jurásico por su
asociación con los depósitos polimetálicos simples, constituyendo parte del distrito
barítico-polimetálico que, en Bolivia, fue también asignado a este rango de edad
(Sempere et al., 2002).
3. CARACTERÍSTICAS DE LOS FLUIDOS MINERALIZANTES EN AMBIENTES DE
RIFT
3.1. Generalidades
Las condiciones de rifting dan lugar a procesos mineralizantes de dos tipos: (a)
originados por la circulación de fluidos sin relación con magmatismo en zonas de
41
anomalías térmicas y (b) vinculados a la actividad magmática. En el primer caso, que
corresponde al objeto de análisis de esta publicación, donde hay una fuente favorable,
los fluidos colectan determinados elementos produciéndose una especialización
mineralógica distrital con inhomogeneidades en la distribución de los tipos de
mineralización a lo largo de la región afectada por rifting.
El mecanismo de formación de los depósitos involucrados en este modelo implica
un proceso de metamorfismo retrógrado en el bloque inferior caliente que da origen a
mineralizaciones de sulfuros, y la circulación de salmueras derivadas de las cuencas
sintectónicas a lo largo de las fallas de despegue hacia las fallas normales del bloque
superior que originan las mineralizaciones de sulfuros u óxidos, dependiendo de las
condiciones de óxido-reducción locales. El movimiento de los fluidos estaría vinculado al
calor derivado del bloque inferior o a la presencia de magmatismo riolítico o diorítico
sintectónico (Reynolds y Lister, 1987).
Los datos isotópicos y de inclusiones fluidas de los diversos grupos de depósitos
analizados permiten definir aspectos genéticos y características de los fluidos portadores
de las mineralizaciones, así como las relaciones que existen entre los submodelos
analizados.
3.2. Temperatura y salinidad
Los datos disponibles en la literatura mencionada en las secciones en que se
describe cada tipo de depósito (sección 2) permiten acotar las temperaturas de
homogeneización de los diversos modelos de depósitos analizados así como sus rangos
de salinidad. Una compilación de la información se muestra en la figura 23. Los campos
identificados reflejan la información disponible de un importante número de distritos
mineralizados para cada modelo de depósito, pero sus límites no deben considerarse
estrictos sino indicativos de las caracerísticas de los fluidos mineralizantes.
Fig. 23. Diagrama temperatura de homogeneización vs salinidad (% en peso NaCl eq.), ilustrando la
distribución esquemática de los principales tipos de yacimientos considerados en este trabajo y de otros
modelos de depósitos para comparación. Datos de las fuentes citadas en esta publicación y de Wilkinson
(2001).
42
Esta compilación pone de manifiesto el importante rango de temperaturas y
salinidades que abarca el conjunto de modelos analizados, con valores de temperatura
de homogeneización entre 60º y 430 ºC y salinidades entre 0 y 27% NaCl equivalente.
Las características y comportamiento de los fluidos en el ambiente de fallas de
despegue han sido analizados por Reynolds y Lister (1987) y explica adecuadamente las
variaciones observadas entre los diversos tipos de mineralización analizados, a partir de
la formación de dos sistemas de fluidos: un sistema profundo movilizado por convección
en las partes profundas de la zona de cizalla y un sistema en el bloque superior en el que
predominan aguas meteóricas y connatas a presiones hidrostáticas. Los
desplazamientos normales en la zona de despegue yuxtaponen rocas afectadas por los
diferentes sistemas y permiten la superposición de ambos (fig. 24). En efecto, de
acuerdo con los datos presentados por Baatartsogt (2006) para las vetas de fluorita, de
baritina y de Pb-Ag-Zn del distrito Schwarzwald, Alemania, los fluidos originales,
correspondientes a salmueras profundas a temperaturas del orden de los 350 ºC, se
mezclaron en su ascenso con aguas meteóricas de baja salinidad. La mezcla de ambos
fluidos se habría visto facilitada en épocas de incremento de la actividad tectónica y
como resultado de esa mezcla se tiene la depositación de las mineralizaciones.
Fig. 24. Modelo de flujo de fluidos en zonas de despegue (de Reynolds y Lister, 1987)
3.3. Características isotópicas
Desde el punto de vista de los isótopos estables, los rangos de valor para los
isótopos de O, S y D se sintetizan en la tabla 15, y se indica, para cada caso, el origen
de los datos. En conjunto, los valores son consistentes con fluidos de tipo cuencal
derivados de aguas meteóricas sometidas a condiciones de P-T diversas en un ambiente
de fallas activas.
Los valores isotópicos de δ34S indican en general salmueras formacionales y
mezcla progresiva con aguas meteóricas.
Los datos de δ18O y δD están dentro del rango de los fluidos metamórficos y de
las aguas meteóricas, lo que sugiere un intercambio progresivo de O por interacción
fluido-roca en el basamento durante su ascenso, considerando que en su origen las
salmueras de las cuencas corresponden a aguas meteóricas o de mar (Baatartsogt
2006).
Modelo de depósito δ18OSMOW ‰
δ
D ‰
δ
34S ‰ Referencias
Vetas simples de Pb-Ag-Zn -5.5 a +20 ... +16 a +26 Beaudoin y Sangster (1992)
Vetas de baritina +12 -47 a -71 +12 a +27
Kontak et al. (2006)
Sizaret et al. (2009)
Canals y Cardellach (1996)
43
Vetas de fluorita +10 a +30 -1 a -78 ... Sizaret et al. (2009)
Baatartsogt (2006)
Vetas de Cu-Au -5 a +8 ... ... Roddy et al. (1988)
Long (1992b)
Vetas de cinco elementos +0.5 a +26 +5 a -95 -22 a +20 Kissin (1992)
Vetas epitermales ricas en Se ... ... ...
Vetas de Mn +6 a +22 ... +5 a +8 Eggleston et al. (1983)
Leal et al. (2008)
Tabla 15. Caracterísiticas isotópicas de los depósitos vinculdos a zonas de rifting
En cuanto a los isótopos radiogénicos, los datos de Pb muestran composiciones
relativamente homogéneas para cada distrito considerado y dispersión entre ellos lo que
indica diversidad en las fuentes. En general los datos se agrupan entre las curvas de
corteza inferior y corteza superior de Zartmann y Doe (1981) en el diagrama 207Pb/204Pb
vs. 206Pb/204Pb (fig. 25). Esto sugiere que el Pb deriva de mezcla de rocas alojadas en la
corteza superior por un largo periodo de tiempo con rocas formadas y deformadas en
ciclos orogénicos repetidos (Beaudoin y Sangster, 1992), con un aporte de Pb de la
corteza inferior y aún del manto (Paiement et al., 2012).
Fig. 25. Comparación de composiciones isotópicas de Pb en diversos modelos de depósitos asociados a
ambientes extensionales (datos de Beaudoin y Sangster, 1992; Sizaret et al., 2009; López, 2011). Se indica
la orientación del "Arreglo Mesocoico", modificado de Paiement et al. (2012).
Es de destacar que los datos isotópicos del conjunto de mineralizaciones
consideradas se disponen según el “Arreglo Mesozoico” definido por Paiement et al.
(2012) para los yacimientos de Purcell Basin y Coeur d’Alène, y que interpretan como el
resultado de episodios de mezcla isotópica de Pb durante el Mesozoico y aún el
Cenozoico. El diseño es ancho lo cual responde, según los autores señalados, a varias
fuentes sedimentarias.
3.4. Alteraciones hidrotermales asociadas
La circulación de fluidos a lo largo de los planos de falla que acompañan a las zonas de
despegue, a diversas condiciones de Eh, pH y P-T, producen alteración hidrotermal en
las rocas involucradas, la que ha sido descripta y sintetizada por Michalski et al. (2007)
(fig. 26). Las rocas del bloque inferior se encuentran por lo general brechadas (hasta 300
m por debajo de la zona de despegue –Long, 1992b), con una alteración de tipo
propilítica (clorita-epidoto-calcita) relacionada con la acción de fluidos calientes
reductores, en tanto en el bloque superior es común el metasomatismo potásico de baja
temperatura (que se extiende hasta dos kilómetros por encima de la zona de despegue –
Long, 1992b), con formación de adularia y enriquecimiento en potasio en la biotita, en
relación con fluidos meteóricos oxidantes calientes. Los modelos de alteración
hidrotermal en el sistema dependen de la permeabilidad y reactividad de las rocas. La
44
liberación de elementos químicos de interés (metales, bario) se produce en relación con
la circulación de los fluidos y la consecuente alteración en las rocas involucradas.
Fig. 26. Modelo idealizado de los tipos de alteración hidrotermal asociados a una zona de falla de despegue
(modificado de Michalski et al., 2007). Zonificación de los tipos de alteración: K: metasomatismo potásico, I:
sericitización, Ca: carbonatización, Ce: celadonita, He: hematititzación, S: silicificación, Cl: cloritización
En la tabla 16 se indican los tipos de alteración hidrotermal observados en los diversos
modelos de mineralización formados en este ambiente y que reflejan los diferentes
niveles de formación de las asociaciones paragenéticas, con las consecuentes
diferencias de presión, temperatura y condiciones de óxido-reducción.
Tipo de depósito
A
lteración hidrotermal
Polimetálicos ricos en Se Carbonatización, hematitización, propilitización leve
Polimetálicos de cinco elementos Cloritización, carbonatización, argilización, hematitización
Polimetálicos simples Fílica: sericitización, silicificación, piritización
Vetas de fluorita y baritina Fílica: sericitización, silicificación
Vetas de Mn Carbonatización, silicificación, caolinización
Cu-Au en zona de despegue Metasomatismo potásico pre-mineralización: adularización
Propilítica: carbonatización, cloritización
Sericitización (illita)
Hematitización. Formación de celadonita en niveles
basálticos
Tabla 16. Tipos de depósitos y alteración hidrotermal asociada
3.5. Fuente de los metales y aniones
Metales base
Los estudios geoquímicos de pelitas de las secuencias sedimentarias marinas
indican que estas se encuentran en general enriquecidas en elementos metálicos y
puede constitur rocas fuente para la generación de fluidos mineralizantes ricos en
metales (e.g. Ruffell, 1998). La cuenca marina ordovícica en el noroeste argentino
presenta, coincidentemente, altos contenidos en Ba, Cu, Ag, Pb, As, Ni, Co, Zn y U, por
lo que constituye una fuente potencial de estos metales (e.g. López, 2011).
Los datos isotópicos de Pb en los distritos característicos del modelo polimetálico
simple sugieren que este metal es de origen cortical y proviene de la lixiviación de rocas
sedimentarias con contribuciones variables de la corteza inferior (Beaudoin y Sangster,
1992; Paiement et al., 2012). En el caso de los distritos Pumahuasi y Santa Victoria,
45
Argentina, Sangster (2001) llegó a conclusiones similares, lo cual refuerza el modelo de
una fuente cortical desvinculada de actividad magmática para este metal.
Manganeso y Hierro
El Mn es el segundo elemento de transición más abundante en la suprficie
terrestre, donde es naturalmente movil en condiciones oxidantes. Esta movilidad ocurre
en un gran rango de temperaturas y ambientes químicos, pudiendo originar depósitos
vetiformes y estratoligados, en los cuales son comunes los contenidos anómalos en Sr,
Ba y As.
Las mineralizaciones de Mn y Fe asociadas a ambiente de rift con desarrollo de
cuencas marinas restringidas tienen un origen volcanogénico, relacionado a un
magmatismo de tipo bimodal.
En el caso del Mn epitermal en vetas donde no hubo desarrollo de secuencias
marinas y por ende sin actividad hidrotermal submarina, se ha interpretado que la fuente
del Mn y del Fe fue el magmatismo básico alcalino relacionado con el rifting (e.g. Leal et
al., 2008).
El estudio de las mineralizaciones del Distrito Artillery Mountains (Arizona,
Estados Unidos) permitió establecer un modelo de removilización de Mn a partir de
secuencias sedimentarias, si bien no se descarta su relación con basaltos cuya química
es consistente con una fuente posible de Mn. En este contexto, la presencia de
metasomatismo potásico de baja temperatura, vinculable con salmueras alcalinas, podría
constituir un mecanismo para la liberación y movilización del Mn (Derby, 2012).
Selenio
Hay limitados estudios relacionados con la disponibilidad y mecanismos de
liberación del selenio en un medio fluido a partir de fuentes geológicas. La similitud del
Se y el S resulta en el reemplazo de parte del S por Se en rocas con sulfuros
(Matamoros-Veloza et al., 2011), el cual puede ser lixiviado como resultado de la
oxidación de los sulfuros, estando los mecanismos de liberación del Se favorecidos en
medio alcalino (Dixon, 2007).
En agua de mar, se determinó que el 80% del Se disuelto se concentra como
seleniuros orgánicos a menos de 300 m de profundidad (Cutter y Bruland, 1984). Estos
datos están de acuerdo con la concentración de Se en lutitas negras de cuencas marinas
con enriquecimiento en metales, donde se han medido valores de 40 ppm (Región Daba,
China, Kunli et al., 2003) y hasta 300 ppm (Formación Phosphoria, Western Phosphate
Resource Area, Estados Unidos, Ryser et al., 2005). En estos sedimentos el Se se
encuentra asociado tanto a materia orgánica como a sulfuros de hierro, estos últimos con
contenidos de hasta 0,2% Se (Ryser et al., 2005).
Asimismo se ha identificado Se como selenito y selenato que forma complejos de
adsorción en óxidos de Fe y en arcillas, siendo esta fuente la más fácilmente lixiviable
(Ryan y Dittrick, 2001).
Flúor La determinación de la fuente del flúor ha sido materia de debates y se han
propuesto diferentes orígenes para explicar la formación de grandes distritos fluoríticos
en el mundo.
En ambientes de rift el flúor se presenta en concentraciones anómalas y Van
Alstine (1976) ha destacado en este contexto su relación con sistemas volcánicos ácidos
involucrando magmatismo alcalino, si bien se ha demostrado la diferencia temporal entre
el volcanismo ácido y la edad de las mineralizaciones. Por otra parte se ha demostrado
la coincidencia cronológica de mineralizaciones de flúor con episodios de magmatismo
básico alcalino (Seager et al., 1984).
Los estudios geoquímicos de Plumlee et al. (1995) indican que la incorporación
de flúor en los fluidos mineralizantes sólo pudo ocurrir por adición de HF, a partir de los
cuales se deposita la fluorita. Otros autores han propuesto fuentes alternativas para el
46
flúor, tales como la fluorita y la apatita de rocas del basamento, lixiviadas por fluidos
ácidos calientes (McLemore et al., 1998; Sizaret et al., 2009).
Tropper y Manning (2007) realizaron estudios de solubilidad de fluorita que
indican que la solubilidad de este mineral es baja a moderada en H2O por encima de los
600ºC y muy soluble en el sistema H2O-NaCl, lo que sugiere que en ambientes
metamórficos e ígneos en la corteza inferior, los fluidos salinos presentes pueden
enriquecerse en flúor a partir de fluorita.
Por otra parte, datos isotópicos de inclusiones fluidas en fluorita indican la
presencia de Cl de origen astenosférico (Partey, 2004). Considerando que el Cl y el F
tienen un comportamiento químico similar y van apareados durante la degasificación de
los magmas (Thordarson et al., 1995), se asume una fuente mantélica para el flúor, en
coincidencia con el modelo planteado por Plumlee et al. (1995). En efecto, la escasa
profundidad de soterramiento de las volcanitas ácidas en las secuencias de rift y las
condiciones de P-T requeridas para solubilizar la fluorita, permite descartar a estas como
fuente, al menos principal, del flúor.
Bario El bario, en el tipo de depósitos analizado, se atribuye a la lixiviación de las
secuencias sedimentarias marinas y, eventualmente, de volcanitas asociadas que
constituyen la roca de caja. En las sedimentitas marinas el Ba se encuentra asociado a
varias fases, incluyendo materia orgánica, carbonatos, ópalo, oxihidróxidos de Fe-Mn,
silicatos terrestres y otros materiales detríticos (Dehairs et al., 1980). En este ambiente
es importante el aporte de Ba a partir de surgencias frías localizadas en escarpas de
fallas, en proporciones equivalentes al Ba biogénico (Torres et al., 2002).
Los fluidos, de origen meteórico, evolucionan químicamente en profundidad,
produciendo salmueras ricas en sulfatos. Este proceso facilita la movilización del bario, el
plomo y otros metales (McLemore et al., 1998). No se descarta en algunos casos la
mezcla con aguas formacionales y aún con fluidos de origen magmático (McLemore et
al., 1998). Estudios isotópicos, de inclusiones fluidas y estructurales permiten descartar
en varios distritos la relación del Ba con una fuente de tipo exhalativo (Kontak et al.,
2006).
4. MODELO METALOGENÉTICO REGIONAL
Las zonas de despegue son fallas extensionales con desplazamientos que
pueden alcanzar varias decenas de kilómetros. Han sido explicadas como producto de la
evolución de zonas de cizalla de bajo ángulo que controlaron procesos litosféricos
extensionales a niveles corticales altos (Wernicke 1981; Spencer y Reynolds 1989). Es
común su asociación en niveles superficiales con complejos de pull-apart y conjuntos de
fallas normales poco espaciadas (Davis y Lister 1988). En estas zonas son comunes los
procesos asociados de brechamiento, metamorfismo retrógrado en el bloque inferior y su
yuxtaposición con rocas supracorticales no metamorfizadas. Se pueden identificar
esencialmente dos ambientes geotectónicos diferentes, de interés metalogenético, en el
que se desarrollan las zonas de despegue asociadas a fallas extensionales:
1. Extensión continental en ambiente de retroarco (fig. 27): se produce en un
contexto tectónico de roll-back negativo, lo que favorece un ascenso
astenosférico a niveles superficiales del manto y genera una fuente potencial de
calor que puede producir fusión en la litósfera (Lips, 2002). La geometría del rift
es usualmente controlada por la reactivación de estructuras más antiguas. Tal es
el caso de la Cuenca Cuyana, desarrollada sobre la sutura Chilenia-Cuyania
(Ramos y Kay, 1991). Es común la presencia de volcanismo de tipo bimodal, en
el que predominan ignimbritas riolíticas-riodacíticas y lavas andesíticas-basálticas
(ejemplo: secuencias precuyanas en el basamento de la Cuenca Neuquina;
47
Franzese, 2007). También son comunes los diques basálticos (cuenca Cuyana;
Ramos y Kay, 1991). En este ambiente, en niveles someros, se presentan
mineralizaciones polimetálicas ricas en Se (ej. Cacheuta), polimetálicas de Pb-
Ag-Zn (ej. Pumahuasi, Paramillos de Uspallata), polimetálicas de cinco elementos
(ej. Purísima-Rumicruz, La Niquelina), de baritina (ej. Distrito Santa Victoria) y de
fluorita (ej. Distrito Agua Escondida). En la etapa de colapso del orógeno se
desarrolla un magmatismo ácido por fusión cortical (ej. Ciclo Magmático Choiyoi).
Fuentes magmáticas alcalinas profundas vinculadas con el rifting que sigue al
colapso del orógeno pueden ser el origen de F y Mn que, una vez colectados por
fluidos que circulan en fallas asociadas a la zona de despegue, generan vetas
epitermales de estos elementos.
Fig. 27. Extensión y desarrollo de fallas de despegue en el retroarco, vinculadas a un proceso de
roll-back con tasa de subducción mayor que la tasa de convergencia, con generación de
hemigrabens y volcanismo asociado (de Mpodozis y Ramos, 2008)
2. Extensión con desarrollo de rift y generación de corteza oceánica en un
margen continental pasivo (fig. 28): En la etapa previa a la ruptura del
continente la corteza continental sujeta a esfuerzos extensionales se adelgaza y
se forman hemigrabens vinculados entre sí por una zona de despegue. Son
comunes las reactivaciones de las fallas así formadas. Esta geometría da lugar a
una asimetría y consecuente comportamiento diferente entre ambos márgenes,
tal como ha sido observado al comparar el margen epicontinental argentino y el
margen sudafricano (Lister et al., 1991; Ciciarelli, 1990). En este ambiente se
desarrolla un extenso magmatismo riolítico de origen cortical (e.g. Formación
Marifil en el margen epicontinental argentino; Provincia Volcánica Whitsunday en
el margen pasivo de Australia oriental -Bryan et al., 2000). Hay asociadas
mineralizaciones de fluorita (ej. distritos San Antonio, 9 de Julio, 25 de mayo,
Telsen y Viedma), de manganeso (yacimiento Coronel Lebrero). Se menciona
para este ambiente también la presencia de polibasita selenífera en el yacimiento
argentífero Mina Martha (Márquez-Zavalía et al., 2008).
48
Fig. 28. Modelo de extensión durante la ruptura de Gondwana y desarrollo de hemigrabens
en el margen epicontinental argentino (modificado de Ciciarelli, 1990).
A partir del análisis realizado en este trabajo sobre los depósitos minerales y su
contexto geológico, junto con los datos preexistentes, se propone agrupar los
yacimientos, a modo de síntesis, en tres ambientes. Los tres tienen en común la
ausencia de relación directa entre fluidos hidrotermales y procesos magmáticos:
1. Mineralizaciones en el entorno de las fallas de despegue: Comprenden
depósitos polimetálicos de Cu-Fe y de Pb-Ag-Zn vetiformes, en stockwork y
de reemplazo.
2. Mineralizaciones asociadas a las fallas de alto ángulo:
a. En relación con hemigrabens:
i. En áreas en que el bloque superior está caracterizado por
magmatismo ácido (e.g. riolítico dominante): Vetas de fluorita.
Vetas de Mn. Asociado: epitermales auríferos de baja
sulfuración.
ii. En áreas en que el bloque superior y la secuencia sedimentaria
que rellena los hemigrabens tienen asociado magmatismo
básico (diabasas, basaltos toleíticos): Vetas polimetálicas ricos
en Se. Vetas polimetálicas simples de Pb-Ag-Zn.
b. En áreas de fallas directas sin evidencias de depósitos en
hemigrabens:
i. En áreas en que el bloque superior está caracterizado por
basamento sedimentario o metasedimentario: vetas
polimetálicas cuya composición está condicionada por la
disponibilidad de elementos que son extraídos por circulación
de fluidos metamórficos o metamórfico-sedimentarios: vetas
polimetálicas de cinco elementos (con y sin U), vetas
polimetálicas simples de Pb-Ag-Zn, vetas de baritina.
49
3. Mineralizaciones asociadas a las secuencias sedimentarias de relleno de
los hemigrabens:
a. Depósitos de Mn lacustre.
b. Depósitos estratoligdos de baritina.
Los diversos tipos de depósitos enumerados representan diferentes niveles de
exposición.
La identificación de las mineralizaciones asociadas al ambiente de rift es más
sencilla allí donde se han preservado las rocas formadas en conexión con el desarrollo
de los hemigrabens, tanto las secuencias sedimentarias como las volcánicas asociadas
que los rellenan. En este caso es más evidente la relación, tal el caso de las
mineralizaciones polimetálicas ricas en Se (ej. Cacheuta, Los Llantenes), vetas de Pb-
Ag-Zn (Cacheuta, Paramillos de Uspallata), fluorita (Agua Escondida, Macizo
Nordpatagónico).
La falta de registros que testimonien el desarrollo de cuencas extensionales, por
los niveles de erosión alcanzados y la falta de clasificación de las fallas durante el mapeo
geológico, o bien la presencia de fallamiento asociado a extensión pero sin desarrollo de
secuencias sedimentarias, dificulta la asignación de mineralizaciones al ambiente
analizado. La presencia de rocas magmáticas propias de un ambiente extensional en la
región considerada para una época determinada, puede resultar clave para el
reconocimiento de fallas directas que pueden haber sido posteriormente reactivadas
como fallas inversas (situación característica en el Noroeste, e.g. Seggiaro, 2009) y con
las que se asocian mineralizaciones del modelo estudiado. En este escenario podemos
incluir algunas de las mineralizaciones de Pb-Ag-Zn del Noroeste argentino (Pumahuasi,
parcialmente el distrito de Santa Victoria), de cinco elementos (Purísima-Rumicruz, La
Niquelina) y de baritina (parcialmente el distrito Santa Victoria).
Los procesos extensionales del Cretácico en el ambiente de retroarco a
intracontinental que atraviesa de norte a sur el territorio argentino tienen asociadas
mineralizaciones de Mn (Distrito Agua Escondida, Mendoza; Mallimacci et al., 2010. y
Distrito Manganesífero de Córdoba-Santiago del Estero; Brodtkorb y Etcheverry, 2000;
Leal et al., 2008) y fluorita (e.g. Distrito Cabalango, Córdoba; Galindo et al., 1996).
El ambiente de rift analizado queda entonces caracterizado desde el punto de
vista metalogenético por un grupo de modelos o submodelos de depósitos bien
diferenciados, cuya presencia puede, a su vez, ser elemento de juicio para la
identificación de este tipo de ambiente. La paragénesis de los diversos yacimientos está
condicionada por el nivel de exposición del sistema y por la litología involucrada en el
bloque inferior, el bloque superior y el relleno de las cuencas. Asimismo, el grado de
desarrollo del rift y el contexto geotectónico en el que se genera condiciona la presencia
o no de magmatismo asociado y sus características, con las consecuentes implicancias
metalogenéticas. En la figura 29 se sintetiza el modelo metalogenético conceptual que se
define a partir de los parámetros analizados.
50
Fig. 29. Modelo ampliado de tipos de depósitos asociados a fallas de despegue. 1. Polimetálicos simples de
Pb-Ag-Zn. 2. Epitermales de Mn y Mn lagunar. 3. Polimetálicos ricos en Se. 4. Epitermales de fluorita. 5.
Epitermales baritina. 6. Estratoligdos de baritina. 7. Polimetálicos simples de Pb-Ag-Zn. 8. Polimetálicos de
cinco elementos con U. 9. Polimetálicos de cinco elementos. 10. Reemplazos de CO3Ca. 11. Vetiformes y
reemplazos de Cu-Au-Fe.
5. EXTENSIÓN DEL RIFTING MESOZOICO EN ARGENTINA E IMPLICANCIAS
METALOGENÉTICAS
5.1. La extensión mesozoica: principales características
5.1.1. Fase extensional triásico-jurásica
Los procesos extensionales durante el Triásico-Juirásico (fig. 30) afectaron una
faja paralela al margen occidental de Gondwana, de orientación NNO-SSE y marcaron el
inicio de la fragmentación de este supercontinente. De acuerdo con Ramos y Aleman
(2000), el fallamiento relacionado a extensión se inició en el Pérmico tardío en las áreas
septentrionales de Argentina, en tanto es más joven hacia el sur, alcanzando el Jurásico
en Patagonia.
Durante esta etapa se desarrolló un extenso magmatismo ignimbrítico riolítico a lo
largo del límite entre los terrenos Pampia-Antofalla-Arequipa y Cuyania-Chilenia, que
acompañó al sistema de rifts, rellenos por sedimentos continentales, con presencia local
de interdigitaciones de rocas volcánicas bimodales, predominantemente máficas.
51
Fig. 30. Extensión del rifting triásico-jurásico en el extremo sur de América del Sur y magmatismo asociado.
Posición de África a los 160 Ma (modificado de Ramos y Aleman, 2000; Sempere et al., 1998; Franzese y
Spalletti, 2001; Figari, 2005; y referencias allí citadas)
Las evidencias más antiguas, correspondientes al Pérmico superior-Triásico, se
presentan en la Cordillera Oriental de Perú y se extienden en Bolivia en el Triásico
Superior hasta el Jurásico Medio (Sempere et al., 2002). De acuerdo con estos autores,
la reconstrucción del sistema de rift, permite identificar dos ramas al sur de los 19º L.S.,
una que se extingue en el ámbito de las Sierras Subandinas, hacia el límite de Bolivia-
Argentina y otra que alcanza Argentina en la zona limítrofe entre la Puna y La Cordillera
Oriental (fig. 31).
52
Fig. 31. Extensión de rift Pérmico superior-Triásico en Perú y Bolivia. Su continuación en la Puna argentina
(modificado de Sempere et al., 2002).
El desarrollo del rift en Perú está evidenciado por depósitos sin-rift que
constituyen el Grupo Mitu (Panca y Breitkreuz 2011), en tanto en Bolivia tiene asociado
el emplazamiento de diques básicos y filones capa. La extensión en territorio argentino
de este episodio queda evidenciada por la existencia de filones capa en secuencias
ordovícicas en su momento considerados parte de una secuencia volcanosedimentaria
de esa edad (Coira, 2008) y que fueron datados a los fines de este trabajo en 232,9±3,6
Ma (U-Pb SHRIMP). Estos filones capa, corresponden a rocas básicas espilitizadas,
cuya composición y química es similar a la de las volcanitas asociadas al Grupo Mitu
(Kontak et al., 1985) y tienen similar edad, por lo que en este trabajo se los considera
equivalentes. En las áreas de Tarabuco y Entre Ríos (Bolivia), Bertrand et al. (2005)
dataron basaltos toleíticos vinculados a este sistema de rift por el método Ar/Ar, y
obtuvieron edades entre 194,6±0,7 y 203,7±4,1 Ma. A este episodio se asignan también
los diques de aillikitas y de diabasas toleíticas que se localizan en el extremo norte de la
Cordillera Oriental de Argentina (cabeceras del río Santa Cruz, al norte de Santa Victoria
53
Oeste) descriptos por Rubiolo (2003) y datados por el método K/Ar en 224±8 y 224±12
Ma. Equivalen a las rocas originalmente asignadas al Carbonífero por Méndez et al.
(1979) en el ámbito de las Sierras Subandinas en el área del río Piedras y son testimonio
de la extensión de estas estructuras en el norte argentino.
Los depósitos de Pb-Zn(-Ag) localizados en la Cordillera Oriental de Bolivia,
siguen el eje principal oriental del sistema de rift triásico y su formación en profundidad
en relación con este sistema fue postulada por Sempere et al. (1998). Los yacimientos
estratoligados de Pb-Zn(-Ag) emplazados en el Grupo Pucará de edad Triásico superior-
Liásico en Perú estarían vinculados también a este sistema (Rosas y Fontboté, 1995).
En el sector centro del territorio argentino el rifting triásico ha sido responsable del
desarrollo de las cuencas Cuyana, Beazley e Ischigualasto entre otras (fig. 32). Su
geometría (fig. 33) fue controlada por la fábrica del basamento y en general siguió las
suturas previas de acreciones paleozoicas tales como las de los terrenos Cuyania y
Chilenia (Ramos y Aleman, 2000).
Fig. 32. Depocentros de rift triásicos a eojurásicos y su marco tectónico (de Mpodozis y Ramos, 2008)
54
En territorio chileno, si bien el magmatismo mesozoico y terciario han obliterado
los aspectos geométricos de las cuencas, éstas han sido identificadas a partir de los 26º
S y en general sus rellenos sedimentarios engranan con volcanitas bimodales (Mpodozis
y Ramos, 2008). En estas unidades se han obtenidos edades entre 235 y 200 Ma (Martin
et al., 1999).
Fig. 33. Ambiente tectónico y geometría de los hemigrabens de la Cuenca Cuyana (Ramos y Kay, 1991)
Para el volcanismo reconocido en la Cuenca Cuyana se determinaron edades
entre 240 y 230 Ma (Spalletti et al., 2008). Ávila et al. (2006) determinaron una edad U-
Pb (SHRIMP) de 243±5 Ma para una ignimbrita intercalada en una facies sedimentaria
basal de la secuencia Cacheuta. En el depocentro Rincón Blanco Barredo et al. (2012)
obtuvieron edades U-Pb (SHRIMP) de 239,5±1,9 Ma en bancos tobáceos de la
Formación Corral de Piedra y de 230,3±1,5 Ma en la Unidad Marachemill.
Coetáneamente con estos eventos se desarrollaron hacia el margen oceánico, en
el actual territorio chileno, pequeñas cuencas de rift oblicuas al margen continental en un
régimen tectónico de transcurrencia (Ramos y Aleman, 2000).
En el ámbito de la Cordillera Principal, se han reconocido estructuras triásicas
extensionales al oeste de la cordillera del Espinacito (Alvarez y Ramos, 1999), que se
extienden hasta el oeste de Malargüe (Manceda y Figueroa, 1995).
En el Bloque de San Rafael la secuencia sin-rift formada en esta época está
representada por la Formación Puesto Viejo en la que se intercalan basaltos y andesitas
levemente alcalinos así como ignimbritas riolíticas (Spalletti 1998, Kleiman y Salvarredi,
2001). De acuerdo con el registro fósil de la unidad, esta tiene una edad Anisiana
(Bonaparte 1966) en tanto las edades K-Ar de las ignimbritas arrojan valores entre 251 y
225 Ma (Valencio et al., 1975). Ottone et al. (2013) obtuvieron una edad U/Pb SHRIMP
de 235,8 ± 2.0 Ma en una ignimbrita de esta unidad.
La geoquímica de estas rocas es consistente con un ambiente tectónico de
emplazamiento de tipo rift (Kleiman y Salvarredi, 2001) con una fuente OIB contaminada
por corteza inferior para las rocas básicas en tanto que las ignimbritas tendrían su origen
en una fuente exclusivamente cortical (Kleiman y Salvarredi, 2001). En este ambiente
tectónico se habría producido una actividad hidrotermal de carácter regional, relacionada
55
con un gradiente geotermal excepcionalmente alto (Kleiman y Salvarredi, 2001) dando
lugar a la formación de abundantes yacimientos de fluorita. La baja relación inicial
143Nd/144Nd (0,512182) en fluoritas del Bloque de San Rafael (ver Tabla 9 más adelante)
sugiere una fuente de manto enriquecido y por ende la participación de la corteza en su
génesis (Rollinson, 1993).
El rifting triásico se desarrolló también en la región patagónica extraandina donde
han sido descriptas secuencias de rift, como por ejemplo en El Tranquilo (Di Persia,
1965).
En el ámbito de la Cuenca Neuquina, entre los 30º y 40º L.S., la extensión
comenzó hacia el Triásico superior y se extendió aproximadamente unos 30 Ma hasta el
Jurásico inferior (Franzese y Spalletti, 2001). Esta extensión dio origen a una serie de
grabens y hemigrabens orientados NO-SE a los que se asocian secuencias
volcanoclásticas y piroclásticas, restringidos niveles de sedimentitas continentales y
localmente marinas y lavas e intrusiones bimodales, agrupados en el denominado Ciclo
Precuyano (fig. 34). Como en otros ámbitos en los que se han desarrollado estructuras
extensionales, en este sector las mismas han sido controladas por estructuras previas
tales como el desarrollo de la faja orogénica carbonífero-pérmica (Franzese y Spalletti,
2001). En estas secuencias se localizan mineralizaciones subácueas de hierro bandeado
volcanogénico (BIF tipo Algoma) y de manganeso volcanogénio (Zappettini et al., 2012).
Fig. 34. Modelo de relleno de sin-rift Precuyano (secciones inferior, media y superior) en la Sierra de
Chacaico, Neuquén (Franzese, 2007)
En la región patagónica (fig. 35), al sur del río Colorado, las cuencas mantienen
una orientación NO y se extienden en la plataforma continental, abarcando la Cuenca de
San Julián y el Plateau de las Malvinas (Ramos, 1999). Concomitantemente se produce
la efusión de riolitas (Formación Marifil) en el Macizo de Somuncurá, con edades entre
188 y 169 Ma, originadas por fusión cortical probablemente en relación con el hot spot
del Karoo (Mpodozis y Ramos, 2008). Hacia el Jurásico medio, en coincidencia con un
cese de la subducción y la implantación de una extensión generalizada, se produce la
efusión de extensos mantos ignimbríticos acompañados por el emplazamiento de
cuerpos subvolcánicos, que constituyen la provincia riolítica de Chon Aike (Kay et al.,
1989), con edades entre 170 y 150 Ma. Estas rocas, junto con los basaltos alcalinos de
la Formación Bajo Pobre constituyen una asociación bimodal que estuvo vinculada al
desarrollo de hemigrabens orientados en dirección NNO a NO. La provincia riolítica de
Chon Aike es interpretada como una LIP (Large Igneous Province) silícea (Pankhurst et
al., 2000; Bryan, 2007).
56
Fig. 35. Cuencas de rift triásico-jurásicas en Patagonia y magmatismo asociado (Mpodozis y Ramos, 2008).
A esta etapa se asignan los hemigrabens que han controlado el desarrollo de la
cuenca de Cañadón Asfalto y equivalentes (fig. 36), rellenas por secuencias clásticas y
volcaniclásticas a las que se asocian lavas básicas, con edades entre 170 y 160 Ma, y
sedimentos lacustres (Figari, 2005).
Fig. 36. Modelo estructural de la Cuenca Cañadón Asfalto (Fígari, 2005). Las fallas normales jurásicas se
reactivaron como fallas inversas en el Cretácico y Terciario
57
La extensión cortical desarrollada en la Patagonia durante el Jurásico culminó con
la apertura del oceáno Atlántico en el Cretácico inferior (Malumián y Ramos, 1984). La
ruptura de la corteza continental también se verificó en el SO de la Patagonia, en la
región de Última Esperanza (Chile) donde los complejos ofiolíticos de Sarmiento y
Tortuga representan el desarrollo de corteza oceánica en relación con un brazo abortado
del Mar de Weddell (Mpodozis y Ramos, 2008).
Durante los primeros estadios de la extensión, las cuencas en la región
patagónica eran aisladas, en tanto hacia el Jurásico superior, la expansión del
fallamiento normal dio lugar a que se interconectaran parcialmente (Uliana et al., 1989).
El estudio y la interpretación de perfiles gravimétricos y datos geológicos permitieron
postular a Ciciarelli (1990) para el Macizo Nordpatagónico un modelo estructural de
hemigrabens basculados al oeste, de acuerdo con el modelo geológico originalmente
propuesto, entre otros, por Lapido y Page (1979). A este sistema de fallas normales se
asocian fallas de transferencia de rechazo con componente de rumbo orientadas
transversalmente a los hemigrabens, dando lugar a un comportamiento transtensional de
la región en el marco del desarrollo de un sistema extensional (Ciciarelli, 1990). Este
marco tectónico ha controlado el emplazamiento de numerosos depósitos de fluorita,
especialmente asociados a la Formación Marifil, los cuales constituyen las principales
reservas de este mineral en la República Argentina.
5.1.2. Extensión cretácica
Durante el Cretácico los procesos extensionales, vinculados con la separación de
América del Sur de África, persistieron tanto en la región andina (extensión asociada al
desarrollo de una zona de subducción tipo Marianas) como en el área intracratónica
(sistema de rift pampeano central desarrollado sobre el margen occidental del Cratón del
Río de la Plata) (fig. 37).
Se generaron cuencas de rift y se emplazaron volcanitas y cuerpos
subvolcánicos.
La extensión cretácica está caracterizada en Bolivia y el norte de Argentina por
depósitos continentales con basaltos alcalinos asociados a los que siguen depósitos
marinos someros y lacustres acumulados en un ambiente de SAG.
En la región andina la localización de las fallas cretácicas está controlada por
antiguas suturas y fallas triásicas que sufrieron una reactivación.
En la plataforma continental la extensión dio origen a las cuencas aulacogénicas
del Colorado y el Salado, así como a hemigrabens desarrollados de manera conjugada
con el margen (Ramos, 1999). Las cuencas en general constituyen rifts intracratónicos
profundos y estrechos que contienen varios miles de metros de sedimentos (por ejemplo
las cuencas de General Lavalle y Macachín) (Chebli et al., 1999). En algunas cuencas,
como por ejemplo en la cuenca del Colorado, hay evidencia de un episodio extensional
del Cretácico superior que reactivó fallas normales preexistentes (Logering et al., 2013).
Desde el punto de vista metalogenético debe destacarse que en el noroeste de
Argentina el fallamiento normal de edad cretácica controló el emplazamiento de
intrusiones cenozoicas relacionadas con el arco así como las mineralizaciones
asociadas. Las fallas extensionales y brechas relacionadas constituyeron zonas de
debilidad que favorecieron la circulación de fluidos y la depositación mineral. Durante el
Cenozoico las fallas extensionales se formaron también en relación con fenómenos de
apilamiento tectónico y controlaron la emisión de ignimbritas y la erupción de flujos de
basaltos (Seggiaro, 2009).
58
Fig. 37. Extensión del rifting cretácico en el extremo sur de América del Sur y magmatismo asociado.
Posición de África a los 120 Ma (Modificado de Ramos y Aleman, 2000; Lagorio y Vizán, 2011)
5.2. Potencial metalogenético
El rifting mesozoico se extiende en Argentina desde el extremo norte del país
hasta el ámbito de la Patagonia alcanzando incluso el Cenozoico. En este contexto de
extensión generalizada tienen una amplia distribución los diversos tipos de depósitos
analizados. De manera característica, donde el rifting afectó secuencias sedimentarias
paleozoicas o más antiguas, se generaron concentraciones de tipo polimetálico y de
baritina. En los casos en que el rifting afectó secuencias volcánicas y volcaniclásticas
ácidas de edad triásico-jurásicas, los fluidos dieron lugar a mineralizaciones de fluorita.
59
En los casos en que hubo restringido magmatismo básico asociado o por lixiviación de
secuencias volcánicas también se formaron mineralizaciones de Mn.
Desde un punto de vista global, los yacimientos de fluorita, manganeso y
depósitos polimetálicos vinculados a ambientes extensionales como el analizado pueden
estar asociados a mineralizaciones de metales preciosos (Au-Ag) y a pórfiros
molibdeníferos, por lo que su presencia puede ser utilizada regionalmente como guía de
exploración (e.g. Wallace, 2010).
En cuanto a la extensión de las áreas favorables para la localización de los
diferentes modelos de depósitos se han identificado tres dominios principales (fig. 38):
1. Cuenca ordovícica: constituye la fuente de Pb, Ag, Zn, Ba, Co, As, Ni, Bi, entre
otros elementos, los que removilizados a favor de estucturas extensionales dan
lugar a la formación de vetas polimetálicas simples de Pb-Zn-Ag, vetas
epitermales de baritina y vetas polimetálicas de cinco elementos.
2. Cuenca triásica: conjunto de depocentros con sedimentación continental y
magmatismo básico asociado, que son la fuente de Se y otros metales, que se
emplazan en fallas extensionales y asociadas como vetas polimetálicas ricas en
Se.
3. Volcanismo ácido triásico-jurásico: comprende las volcanitas del Ciclo
Magmático Choiyoi y el volcanismo subsecuente sin-rift y, en Patagonia, las
volcanitas de las unidades Los Menucos, Marifil y Chon Aike. Se postula una
fuente profunda astenosférica, posiblemente un magma alcalino, para el F que
constituye vetas epitermales de fluorita y volcanitas básicas alcalinas para el Mn
que da origen a vetas epitermales de Mn, aun cuando los fluidos mineralizantes
no se vinculan genéticamente con el magmatismo.
La identificación o exhumación de niveles profundos en estos ambientes, con
exposición de los niveles de fallas de despegue contituyen el ambiente favorable para la
localización de mineralizaciones vetiformes, de reemplazo y brechas de Cu-Au-Fe(-Pb-
Zn-Ag).
60
Fig. 38. Modelo metalogenético regional para el Triásico-Jurásico: fajas metalogenéticas y metalotectos
estructurales con indicación de tipos de depósitos asociados (ver referencias en fig. 2). Límites de terrenos a
partir de los datos de Chernicoff y Zappettini (2004), Zappettini et al. (2010) y Chernicoff et al. (2012, 2013)
La potencialidad del ambiente analizado queda evidenciada por la variedad de
depósitos así como los elementos metálicos y minerales industriales que involucra.
En la tabla 17, se sintetizan los tamaños y leyes promedio para los diversos
modelos abarcados propios de sistemas de rift, de manera de dar parámetros
cuantitativos de la importancia que cada uno de ellos tiene y acotar su potencialidad.
61
En este contexto, la existencia de una tectónica de rift y su extensión, con una
geometría definida por elementos tectonoestratigráficos y metalogenéticos constituye un
contexto favorable para la localización de otros tipos de yacimientos, en este caso
vinculados con actividad magmática. En esos casos, además de la presencia y
enriquecimiento en flúor de los fluidos asociados, con presencia de fluorita y/o topacio en
cuerpos alcalinos o con tendencia alcalina (e.g. Lacolito Compuesto de Rangel,
Zappettini 1989) se reconocen mineralizaciones metalíferas.
Entre ellos debemos destacar:
1. Pórfiros de Molibdeno rico en flúor
2. Vetas de Torio-Tierras Raras
3. Carbonatitas ricas en Tierras Raras
4. Depósitos epitermales auríferos asociados a magmatismo alcalino
5. Depósitos epitermales auríferos de baja sulfuración
6. Depósitos epitermales polimetálicos (Pb-Ag) asociados a volcanismo en cuencas de
rift
7. Mn volcanogénico relacionado con volcanismo bimodal en hemigrabens con
evidencias de ingesión marina
8. BIF tipo Algoma
9. Brechas de óxidos de Fe y vetas de Cu-U-Au(-P-Ag)
Entre los ejemplos de mineralizaciones asignables a los modelos antes
mencionados podemos indicar:
1. Pórfiro molibdenífero: Mineralizaciones en stockwork y vetiformes Elsiren y Germán
(Bloque de San Rafael, Mendoza, Pérmico superior-Triásico inferior; Delpino, 1997 y
Carpio et al., 2001)
2. Vetas de Th-ETR: Distrito Rangel (Puna de Jujuy y Salta, Cretácico; con una edad U-
Pb SHRIMP de 135±2 Ma, Zappettini y Santos, 2011)
3. Carbonatitas ricas en ETR: Probablemente Rodeo de los Molles en profundidad
(Sierras Pampeanas de San Luis, con una edad Rb/Sr de 174±2 Ma, Lira et al. 1999)
4. Epitermales auríferos en sistemas alcalinos: Alteración hidrotermal en Puesto La
Peña (Precordillera, Mendoza, Mioceno inferior) (Zappettini et al., 2013)
5. Auríferos de baja sulfuración: El Pantanito (Bloque de San Rafael; Rubinstein y
Gargiulo 2005) y, de manera general, los yacimientos epitermales de la Provincia del
Deseado (Patagonia extraandina, Santa Cruz, Jurásico; e.g. Fernández et al. 2008 y
referencias allí citadas)
6. Epitermales Pb-Ag: Navidad (Macizo Nordpatagónico, Chubut, Jurásico; vinculada a
un episodio epitermal relacionada con el magmatismo representado por los depósitos
volcánicos y piroclásticos, asociados a sedimentos bioquímicos y epiclásticos
depositados en una cuenca de hemigraben que constituye la Formación Cañadón
Asfalto (e.g. Figari, 2005; Fernández et al., 2008)
7. Mn volcanogénico: La Casualidad (Sierra de Chachil, Neuquen, Jurásico inferior;
Zappettini et al., 2012)
8. BIF tipo Algoma: Colomichicó (Cordillera del Viento, Neuquén, Jurásico inferior;
Zappetini y Dalponte, 2010)
En el caso de las mineralizaciones tipos BIF y BIMF antes mencionadas, desde
un punto de vista regional puede definirse un dominio, señalado en la figura 38 vinculado
en este caso con actividad volcánica en ambiente subácueo que corresponde a la
Cuenca Precuyana (Triásico superior-Eojurásico) y comprende depocentros aislados con
sedimentación y volcanismo de tipo bimodal. Donde hubo ingresión marina la actividad
volcánica dio lugar a la depositación de mineralizaciones volcanogénicas de hierro
bandeado (BIF tipo Algoma) y de manganeso volcanogénico (BIMF). Estas
62
mineralizaciones son de interés per se pero, además, por ser indicadoras de la posible
presencia de yacimientos de tipo VMS (Zappetini y Dalponte, 2010).
En la tabla 18, se indican los tamaños y leyes promedio para los distintos
modelos de yacimientos vinculados a magmatismo en ambiente de rift, para dar
elementos de juicio respecto de su importancia relativa y potencial metalogenético.
63
Tabla 17. Depósitos asociados a sistemas de fallas de despegue en ambiente extensional
Modelo Cu-Au-Fe asociado a
fallas de despegue
Vetas simples de
Pb-Ag-Zn Vetas de Mn Mn lacustre Vetas de fluorita Vetas de
baritina
Vetas de cinco
elementos
Vetas polimetálicas
ricas en Se
Modelo
SEGEMAR ... 14c 7a ... 14h 14h 14a 14b
Modelos de
referencia 40a
GSC 16
USGS 22c
(parcial)
USGS 25g
(parcial) 40b 27b
BC I11 27e BC I14 …
Tonelaje
promedio 25.000 t 0,1 a 10 Mt 680.000 t 100.000 t
(hasta 3 Mt) … …
Ley Au 0,1 a 2g/t
Ley Ag Hasta 2 g/t 50 a 1400 g/t Hasta 270 g/t
Ley Cu 1 a 16% 0,89% 4% 0,16 a 16%
Ley Pb Hasta 0,1% 2,4 a 33% 1 a 7%
Ley Ni 0,01 a 1%
Ley Se 2,5%
Ley Zn 7,5%
Ley Mn 30% (20 a 42%) 10 a 20%
Ley CaF2 44% (23 a 64%)
Ley BaSO4 91% (60 a
98%)
Ejemplo
Argentina … Distrito
Pumahuasi
Distrito Córdoba-
Stgo. Del Estero Ochaqui Distrito Agua
Escondida
Distrito Santa
Victoria
Purísima-
Rumicruz Distrito Llantenes
Referencias
Spencer y Reynolds
(1992)
Long (1992a y b)
Salem (1993)
Beaudoin y
Sangster (1992) Mosier (1986)
Long (1992a
y b)
Derby (2012)
Sherlock et
al. (1996)
Orris y Bliss (1991 y
1992) Hora (1996a)
Orris y Bliss
(1991 y 1992)
Hora (1996b)
Lefebure (1996) Zappettini (1999)
64
Tabla 18. Depósitos asociados a magmatismo en ambiente extensional
Modelo Vetas de Th-ETR
Stocks de
Carbonatitas
ricas en ETR
Epitermales en
sistemas
alcalinos
Pórfiro de Mo
tipo Climax
Epitermales de
Au-Ag de baja
sulfuración
Brechas de
óxidos de Fe y
vetas Cu-U-Au(-
P-Ag)
Epitermales de
Pb-Ag
Mn
volcanogénico BIF tipo Algoma
SEGEMAR 2a 2b … … 7b … 7k 8h 8g
Modelos de
referencia USGS 11d USGS 10 USGS 22b
BC H08 USGS 16 USGS 25c-d
BC H05
USGS 29b-25i
BC D07
USGS 22c
(parcial)
BC I05
24c 28b
Tonelaje
promedio 0,18 Mt 60 Mt 20-70 Mt 200 Mt 300.000-770.000 t 500 Mt (100 a
2.000 Mt) 0,02 a 100 Mt 47.000 t
Ley Au 1-20 g/t
6-7 g/t (1,3 a 27
g/t) 0,5 a 0,8 g/t
Ley Ag 38-110 g/t (5,3 a
1300 g/t) 3 a 6 g/t 5 a 1500 g/t
Ley Cu 0,07% 0,8 a 1,6%
Ley Pb 0,1% 0,5 a 20%
Ley Zn 0,025% 0,5 a 8%
Ley Mn 42% (24 a 49%)
Ley Mo 0,19%
Ley Th – U 0,39% (Th) 0,06 A 0,08%
(U3O8)
Ley ETR 0,50% 0,35% Hasta 6%
Ejemplo
Argentina Distrito Rangel Rodeo de los
Molles (¿?)
Puesto La Peña
(¿?) San Pedro Provincia del
Deseado … Navidad La Casualidad Colomichicó
Referencias Staatz (1986) Singer (1986)
Cox y Bagby
(1986) Schroeter
y Cameron (1996)
Ludington (1986) Panteleyev (1996) Lefebure (1995) Lefebure y
Church (1996)
Zappettini et al.
(2012) Cannon (1986)
65
6. BIBLIOGRAFÍA
Alderton, D.H.M., Pearce, J.A. and Potts, P.J., 1980. Rare-earth-element mobility during granite
alteration: Evidence fom southwest England. Earth Planet Science Letters 49: 149-165.
Aliotta, G., 1999. Yacimientos de fluorita de Río Negro y Chubut. En Recursos Minerales de la
República Argentina (Ed. E. O. Zappettini), Instituto de Geología y Recursos Minerales
SEGEMAR, Anales 35: 1239-1247, Buenos Aires.
Álvarez, P.P. y Ramos, V.A. 1999. The Mercedario Rift System in the Principal Cordillera of
Argentina and Chile (32°SL). Journal of South American Earth Sciences 12(1): 17-31
Anders, E. y Grevesse, N. 1989. Abundances of the elements: meteoric and solar. Geochimica et
Cosmochimica Acta 53: 197-214.
Angelelli, V., 1941. Los yacimientos minerales y rocas de aplicación de la República Argentina. Su
geología y relaciones genéticas. Boletín de la Dirección Nacional de Geología y Minería
50. Buenos Aires.
Angelelli, V. 1984. Yacimientos metalíferos de la República Argentina. Comisión de
Investigaciones Científicas, provincia de Buenos Aires, 704 pp.
Ávila, J. N., Chemale, Jr., F., Mallmann, G., Kawashita, K. y Armstrong, R. A. 2006.
Combined stratigraphic and isotopic studies of Triassic strata, Cuyo Basin, Argentine
Precordillera Geological Society of America Bulletin, 118 (9-10): 1088-1098,
doi:10.1130/B25893.1
Baatarstog, B. 2006. Fluid inclusion and stable isotope studies of hydrothermal vein deposits,
Schwarzwald, Germany. Dissertation zur Erlangung des Grades eines Doktors der
Naturwissenschaften der Geowissenschaftlichen Fakultät der Eberhard-Karls-Universität
Tübingen. 101 páginas.
Barredo, S.P., Chemale, F., Ávila, J.N., Marsicano, C., Ottone, G. y Ramos, V.A., 2012. U-Pb
SHRIMP ages of the Rincón Blanco northern Cuyo rift, Argentina. Gondwana Research,
21: 624‐636.
Barrionuevo, L., 1948. Informe sobre los yacimientos de molibdeno, manganeso y plomo en la
provincia de San Juan. Dirección General de Fabricaciones Militares, inédito. SEGEMAR,
Buenos Aires.
Bassi, H. G. L., 1990. Evaluación geológico-minera del yacimiento plumbo-zincífero Pumahuasi.
Jujuy. 2º Congreso Geológico Argentino, Actas, 1: 386-389. San Juan.
Beaudoin, G. y Sangster D.F., 1992. A Descriptive Model for Silver-Lead-Zinc Veins in Clastic
metasedimentary Terrabes. Economic Geology, 87: 1005-1021.
Beder, R., 1928. Los yacimientos de minerales de plomo en Yavi, Jujuy. Publicación de la
Dirección General de Minas e Hidrología, 38. Buenos Aires.
Benedini, L., Gregori, D., 2013. Significance of the Early Jurassic Garamilla formation in the
western Nordpatagonian Massif. Journal of South American Earth Sciences, 45: 259-277
Bennett, E.H. y Venkatakrishnan, R., 1982. A palinspastic reconstruction of the Coeur d'Alene
mining district based on ore deposits and structural data. Economic Geology, 77; 1851-
1866.
Berry, L.G. y Petruk, W., 1971. The Silver-arsenide Deposits of the Cobalt-Gowganda Region,
Ontario. Mineralogical Association of Canada. 429 páginas.
Bertrand, M. E. 1882. Sur la molybdoménite (sélénite de plomb, la cobaltoménite (sélénite de
cobalt) et l’acide sélénieux de Cacheuta. Bulletin de la Societé Minéralogique de France 5:
90-92.
Bertrand, H., Fornari, M., Marzoli, A., Sempere, T., Féraud, G., 2005. Early Mesozoic rift-related
magmatism in the Bolivian Andes and Subandes: The southernmost record of the Central
Atlantic Magmatic Province. 6th International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG
2005, Barcelona), Extended Abstracts: 111·114.
Bindi, L. 2010. Atheneite, [Pd2][As0.75Hg0.25], from Itabira, Minas Gerais, Brazil: crystal structure
and revision of the chemical formula. The Canadian Mineralogist 48 (5): 1149-1155.
Bindi, L. y Pratesi, G. 2005. Selenojalpaite, Ag3CuSe2, a new mineral species from the Skrikerum
Cu–Ag–Tl selenide deposit, Smaland, southeastern Sweden. The Canadian Mineralogist
43: 1373-1377.
Bjerkgård, T., 2012. N008 Knogsberg Ag y N010 Modum Co-As-Au-Ag. Mineral Deposits and
metallogeny of Fenoscandia. Geological Survey of Finland, Special Paper 53: 56-61.
Bodenbender, G. 1902. Comunicaciones Mineras y Mineralógicas. Boletín de la Academia
Nacional de Ciencias en Córdoba 17: 369-371.
Bonaparte, J., 1966. Cronología de algunas formaciones triásicas argentinas basadas en restos
de tetrápodos. Revista de la Asociación Geológica Argentina 21 (1): 20-38.
66
Boynton W.V. 1984. Geochemistry of de rare earth elements: meteorite studies. En: 400
Henderson, P. (Ed.) Rare Earth Elements Geochemistry, Elsevier: 63-114.
Brodtkorb, M. K. de 1999a. Los distritos seleníferos de La Rioja. En Zappettini, E. O. (ed.)
Recursos Minerales de la República Argentina. IGRM, SEGEMAR, Anales 35: 625-629.
Brodtkorb, M. K. de 1999b. El yacimiento de níquel y uranio San Santiago, La Rioja. En Zappettini,
E. O. (ed.) Recursos Minerales de la República Argentina. IGRM, SEGEMAR, Anales 35:
631-632.
Brodtkorb de, M K. 1973. Estudio de la mineralización del yacimiento "La Niquelina", provincia de
Salta y un análisis .comparativo de sus posibles relaciones con los depósitos "Rumicruz" y
"Esperanza". Revista de la Asociación Geológica Argentina, 27, 4: 364-368.
Brodtkorb, M. K. de y Crosta, S. 2010. Reseña de la ubicación geográfica de los seleniuros de la
sierra de Umango, provincia de La Rioja. Revista de la Asociación Geológica Argentina 67
(2): 272 – 277.
Brodtkorb, M.K. de y Etcheverry, R., 2000. Edad K/Ar de la mineralización de manganeso de
Aguada del Monte, provincia de Córdoba. Revista de la Asociación Geológica Argentina
55(3), 280-283
Brodtkorb, M. K. de y Paar, W. 2013. Sobre los minerales presentes en el yacimiento selenífero
de Cacheuta. Congreso de Mineralogía y Metalogenia, Actas:
Brodtkorb, M. K. de, Gay, H. D. y Sureda, R. J. 1990. Polymetallic selenide–sulfide minerals of the
Los Llantenes mining district, La Rioja, Argentina. Proc. 8° Quadrennial IAGOD
Symposium: 119-125. Ottawa.
Brodtkorb, M. K. de, Schalamuk, I. B., Marcos, O. y Sardi, F. 1996. Mineralizaciones del Sistema
de Famatina. En Aceñolaza, F. G, Miller, H. y Toselli, A. (eds.) Geología del Sistema de
Famatina, Münchner Geologische Hefte. Reihe A. Allgemaine Geologie: 359-399.
Bryan, S., Ewart, A., Stephens, C.J., Parianos, J., Downes, P.J. 2000. The Whitsunday Volcanic
Province, Central Queensland, Australia: lithological and stratigraphic investigations of a
silicic-dominated large igneous province. Journal of Volcanology and Geothermal
Research 99: 55–78.
Bryan, S. 2007. Silicic Large Igneous Provinces. Episodes 30 (1): 20-31
Butschkowskyj, M., Rivas, S. y Bedlivy, D. 1963. Algunos seleniuros de la provincia de La Rioja.
Revista de la Asociación Geológica Argentina 18 (3-4): 154-163.
Cabral, A. R. y Lehmann, B. 2007. Seleniferous minerals of palladium and platinum from ouro
preto-bearing mineralization in Brazil. Ore Geology Reviews 32: 681–68.
Cabral, A. R., Lehmann, B., Kwitko, R., Jones, R. D., Pires, F. R. M., Rocha Filho, O. G. e
Inncentini, M. D. 2001. Palladium-oxygenated compounds of the Gongo Soco mine,
Quadrilátero Ferrífero, central Minas Gerais, Brazil. Mineralogical Magazine 65: 169-179.
Cabral, A. R., Lehmann, B., Kwitko, R. y Cravo Costa, C. H. 2002a. The Serra Pelada Au–Pd–Pt
deposit, Carajás mineral province, northern Brazil: Reconnaissance mineralogy and
chemistry of very high grade palladian gold mineralization. Economic Geology 97: 1127-
1138.
Cabral, A. R., Lehmann, B., Kwitko, R. y Cravo Costa, C. H. 2002b. Palladium and platinum
minerals from the Serra Pelada Au–Pd–Pt deposit, Carajás mineral province, northern
Brazil. The Canadian Mineralogist 40: 1451-1463.
Cabral, A. R., Lehmann, B., Grambole, D. y Herrmann, F. 2004. Hydrogen in a natural Pd-O
compound from Gongo Soco, Minas Gerais, Brazil. The Canadian Mineralogist 42: 689-
694.
Cabral, A. R., Koglin, N. y Braetz, H. 2012. Gold-bearing ferroselite (FeSe2) from Trogtal, Harz,
Germany, and significance of its Co/Ni ratio. Journal of Geosciences 57: 265–272.
Cabri, L. J., Clark, A. M. y Chen, T. T. 1977. Arsenopalladinite from Itabira, Brazil, and from the
Stillwater Complex, Montana. The Canadian Mineralogist 15: 70-73.
Canals, A. y Cardellach, E. 1996. Caracterización de los fluidos en sucesivas fases de
fracturación en las Cadenas Costero Catalanas y su registro en los filones de Ba-F de
baja temperatura. Geogaceta, 20 (3): 696-699.
Cannon, W., 1986. Descriptive model of Algoma Fe. En Cox, D.P. y Singer, D.A. (eds.) Mineral
Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 198.
Carrasquero, S., Rubinstein, N. y Bevins, R., 2013. Paragénesis mineral de la veta Tajo,
Yacimiento Paramillos de Uspallata, Mendoza, Argentina. Acta geológica lilloana 25 (1-2):
3–8, 2013
67
Carville, D. P., Leckie, J. F., Moorhead, C. F., Rayner, J. G. y Durbin, A. A. 1990. Coronation Hill
Gold-Platinum-Palladium Deposits, Geology of Mineral deposits of Australia and Papua
New Guinea. AustIMM Melbourne 14, 1: 759-762.
Castillo, A. L., 1999. Depósitos de baritina de Cordillera Oriental, Salta. En: Recursos Minerales
de la República Argentina (Ed. E. O. Zappettini), Instituto de Geología y Recursos
Minerales SEGEMAR, Anales 35: 499-503, Buenos Aires
Castillo, A.L. y Alonso, R., 2006. Recursos metalíferos de la provincia de Salta. VIII Congreso de
Mineralogía y Metalogenia, MINMET: 221-226. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales,
UBA.
Centeno, R., Rosas, M. y Rubinstein, N., 2009. Carta Minero-Metalogenética 3569-IV Embalse El
Nihuil, provincia de Mendoza. Programa Nacional de Cartas Geológicas de la República
Argentina. Instituto de Geoloogía y Recursos Minerales - SEGEMAR. Boletín 375. 49
páginas y 1 mapa 1:250.000. Buenos Aires.
Chebli, G.A., Mozetic, M.E., Rossello, E.A. y Bühler, M., 1999. Cuencas sedimentarias de la
Llanura Chacopampeana. En Geología Argentina (Ed. R. Caminos), Instituto de Geología
y Recursos Minerales SEGEMAR, Anales 29: 627-644, Buenos Aires
Chernicoff, C.J. y Zappettini, E.O., 2004. Geophysical evidence for terrane boundaries in south-
central Argentina. en Volúmen Especial "Cuyania, an exotic block to Gondwana",
Gondwana Research V. 7 N° 4: 1105-1116. ISSN: 1342-937X.
Chernicoff, C. J., Zappettini, E. O., Santos, J. O. S., McNaughton, N. J. y Belousova, E., 2012.
Combined U-Pb SHRIMP and Hf isotope study of the Late Paleozoic Yaminué Complex,
Río Negro Province, Argentina: Implications for the origin and evolution of the Patagonia
composite terrane. Geoscience Frontiers, 4 (1): 37-56.
Chernicoff, C. J., Zappettini, E. O. y Peroni, J., 2013. The Rhyacian El Cortijo suture zone:
Aeromagnetic signature and insights for the geodynamic evolution of the southwestern Río
de la Plata craton, Argentina. Geoscience Frontiers, 5 (1): 43-52
Chomnales, R., Vázquez R., y Palou, R. 1960. Noticia preliminar sobre la existencia de minerales
de Ni en la mina Purísima (Rumicruz), Dto. de Cochinoca, Jujuy. Instituto de Geología y
Minería. Comunicación 2. Jujuy.
Ciciarelli, M.I. 1990. Análisis estructural del sector oriental del Macizo Nordpatagónico y su
significado metalogénico. Univesridad Nacional de La Plata, Tesis doctoral, La Plata, 179
p. Inédito.
Clark, A. M., Criddle, A. J. y Fejer, E. E. 1974. Palladium arsenide-antimonides from Itabira, Minas
Gerais, Brazil. Mineralogical Magazine 39: 528-543.
Clark, S. y Orris, G.J. 1991. Descriptive model of epigenetic vein barite. En Some Industrial
Mineral Deposit Models: Descriptive Deposit Models (Orris, G.J. y Bliss, J.D., eds.). U.S.
Geological Survey Open-file Report 91-11A: 24-25.
Coira, B., 2008. Volcanismo del Paleozoico inferior en la Puna Jujeña. En Geología y Recursos
Naturales de la Provincia de Jujuy. Relatorio del XVII Congreso Geológico Argentino
(Coira, B. y Zappettini, E.O., eds.): 140-154.
Constantopoulos, J., 1988. Fluid inclusions and Rare Earth element geochemistry of fluorite from
South-Central Idaho. Economic Geology 83:626-636.
Cooper, M. A., Moëlo, Y., Paar, W. H., Raith, J. G., Rowe, R., Roberts, A. C., Stirling, J. y Stanley,
C. J. 2011. Eldragónite, IMA 2010-077. Mineralogical Magazine 75: 289-294.
Cosentino, J. M., 1974. Distrito minero Pumahuasi-Cangrejillos, departamento de Yavi, provincia
de Jujuy. Revista Minería, 144: 35-44. Buenos Aires.
Cox, D.P. y Bagby, W.C., 1986. Descriptive model of Au-Ag-Te veins. En Cox, D.P. y Singer, D.A.
(eds.) Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 124.
Cutter, G.A. y Bruland, K.W., 1984. The marine biochemistry of selenium: A re-evaluation.
Limnology and Oceanography, 29: 1179-1192.
Davis, G. y Lister, G.S. 1988. Detachment faulting in continental extension; perspectives from the
Southwestern U.S. Cordillera. Geological Society of America, Special Paper 218: 133-
159.
Davis, R. J., Clark, A. M. y Criddle, A. J. 1977. Palladseite, a new mineral from Itabira, Minas
Gerais, Brazil. Mineralogical Magazine 41: 123.
Dehairs, F., Chesselet, R. y Jedwab, J., 1980. Discrete suspended particles of barite and the
barium cycle in the open ocean. Earth and Planetary Sciences, 49: 528–550
Delpino, D., Pezzutti, N., Godeas, M., Donnari, E., Carullo, M. y Núñez, E. 1993. Un cobre
porfírico paleozoico superior en el centro volcánico San Pedro, distrito minero el nevado,
provincia de Mendoza. Comptes Rendus 12º icc–p, 1: 477–490. Buenos Aires.
68
Derby, S. 2012. Depositional Modes of Manganese Oxides at Artillery Peak, Mohave County,
Arizona. Universidad de Nevada, tesis MSG, UMI Nº 1513187. 58 páginas.
Di Persia, C.A., 1965. Presencia de sedimentos Triásicos en el ambiente del Deseado. Actas II
Jornadas Geológicas Argentinas, 2: 147-154.
Dixon, B.M., 2007. Selenium in geological samples: Investing in a mathematical mystery. British
Columbia 31st Annual Mine Reclamation Symposium. 12 páginas.
http://hdl.handle.net/2429/8488.
Domeyko, M. 1866. Notice sur les séléniures provenant des mines de Cacheuta. Comptes rendus
des séances d’ L’ Académie des Sciences 63: 1064-1069.
Dunn, P. J., Peacor, D. R. y Sturman, B. D. 1978. Mandarinoita, a new ferric-iron selenite from
Bolivia. The Canadian Mineralogist 16: 605-609.
Eggleston, T.L., Norman, D.I., Chapin, Ch.E. y Savin, S. 1983. Geology, alteration and genesis of
the Luis López Manganese District, New Mexico. New Mexico Geological Society
Guidebook, 34th Field Conference, Socorro Region II, 1983: 241-246.
El Ghorfi, M., Oberthür, T., Melcher, F., Lüders, V., El Boukhari, A., Maacha, L., Ziadi, R. y
Baoutoul, H. 2006. Gold–palladium mineralization at Bleïda Far West, Bou Azzer–El
Graara Inlier, Anti-Atlas, Morocco. Mineralium Deposita 41: 549-564.
Fauqué, L. y Caminos, R. 2006. Hoja geológica 2969-II, Tinogasta, provincias de La Rioja,
Catamarca y San Juan. Instituto de Geología y Recursos Minerales. Servicio Geológico
Minera Argentino, Boletín 276, 139 p. Buenos Aires.
Fauqué, L. F. y Villar, L. M. 2003. Reinterpretación estratigráfica y petrológica de la Formación
Chuscho, Precordillera de La Rioja. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58 (2):
218-232.
Fernández, R. R., Blesa, A., Moreira, P., Echeveste, H., Mykietiuc, K., Andrada de Palomera, P,
Tessone, M., 2008. Los depósitos de oro y plata vinculados al magmatismo jurásico de la
Patagonia: revisión y perspectivas para la exploración. Revista de la Asociación
Geológica Argentina 63 (4): 665 - 681
Fígari, E. 2005. Estructura y evolución geológica de la Cuenca de Cañadón Asfalto, provincia del
Chubut. Tesios Doctoral, Universidad de Buenos Aires (inédita), 177 p., Buenos Aires.
Förster, H. J. y Tischendorf, G. 2001. Se-rich tennantite and constraints on p-T-X conditions of
selenide mineral formation in the Schlema-Alberoda uranium ore district (western
Erzgebirge, Germany). Neues Jahrb. Mineral., Abh. 176 (2): 109-126.
Förster, H. J., Cooper, M.A., Roberts A.C., Stanley, C. J., Criddle, A. J., Hawthorne, F. C.,
Laflamme, J. H. G. y Tischendorf, G. 2003. Schlemaite, (Cu,_)6(Pb,Bi)Se4, a new mineral
species from Niederschlema – Alberoda, Erzgebirge, Germany: description and crystal
structure. The Canadian Mineralogist 41: 1433-1444.
Förster, H. J., Rhede, D. y Tischendorf, G. 2004. Mineralogy of the Niederschlema – Alberoda U–
Se–polymetallic deposit, Erzgebirge, Germany. i. jolliffeite, NiAsSe, the rare Se-dominant
analogue of gersdorffite. The Canadian Mineralogist 42: 841-849.
Franzese, J.R., 2007. Estratigrafía de “sin-rift” (Triásico Superior-Jurásico Inferior)de la Cuenca
Neuquina en la Sierra de Chacaico, Neuquén, Argentina. Revista de la Asociación
Geológica de Chile, 34 (1): 49-62.
Franzese, J.R. y Spalletti, L.A., 2001. Late Triassic-early Jurassic continental extension in
southwestern Gondwana: tectonic segmentation and pre-break-up rifting. Journal of South
American Earth Sciences 14: 257-270.
Galindo, C., Baldo, E., Pankhurst, R., Rapela C.W. y Saavedra, J., 1996. Edad y origen de la
fluorita del yacimiento La Nueva (Cabalango, Córdoba, Argentina) en base a
geoquímkioca de isótopos radiogénicos (Nd y Sr): Geogaceta, 19: 67-69.
Garrido, M., Domínguez, E. y Schalamuk, I., 2001. Veta Tajo, Paramillos de Uspallata, Mendoza.
Características del sistema hidrotermal. Revista de la Asociación Geológica Argentina 56
(1): 99-110.
Gauna, J., 1978. Fluorita de Agua Escondida. Proyecto de exploración Minas Grup Liana.
SEGEMAR. 38 páginas. Inédito, Mendoza
Gauna, J., 1979. Fluorita de Agua Escondida. Proyecto de exploración de las minas Pebeta y
Herminia. SEGEMAR. 51 páginas. Inédito, Mendoza.
Gemmell, J.B., Zantop, H. y Meinert, L.D. 1992. Genesis of the Aguilar zinc-lead-silver deposit,
Argentina; contact metasomatic vs. sedimentary exhalative. Economic Geology, 87(8):
2085-2112.
Genkin, A. D., Tischendorf, G. y Laputina, I. P. 1977. Über “Allopalladium” von Tilkerode im Harz,
DDR. Z. geol.Wiss. 5: 1003-1009.
69
Grainger, C.J., Groves, D.I., Tallarico, F.H.B. y Fletcher, I.R., 2008. Metallogenesis of the Carajás
Mineral Province, Southern Amazon Craton, Brazil: Varying styles of Archean through
Paleoproterozoic to Neoproterozoic base- and precious-metal mineralisation. Ore Geology
Reviews 33, 451-489.
Grundmann, G., Lehrberger, G. y Schnorrer-Köhler, G. 1990. The El Dragon mine, Potosi, Bolivia.
Mineralogical Record 21: 133-150.
Guerrero, M. A. 1969a. Estudio geológico-económico y prospección geoquímica orientativa del
Distrito Minero Cerro Cacho – Sierra de Umango. Dirección Nacional de Geología y
Minería, (inédito), 171 p., Buenos Aires.
Guerrero, M. A. 1969b. Estudio geológico-económico del distrito minero Los Llantenes, depto.
Gral. Sarmiento, La Rioja. Dirección Nacional de Geología y Minería, (inédito), 115 p.,
Buenos Aires.
Harris, D. C., Cabri, L. J. y Kaiman, S. 1969. A new copper selenide from Martin Lake,
Saskatchewan. The Canadian Mineralogist 10: 135-136.
Harris, D. C., Cabri, L. J. y Kaiman, S. 1970. Athabascaite, a new copper selenide mineral from
Martin Lake, Saskatchewan. The Canadian Mineralogist 10: 207-215.
Hawthorne, F. C. 1984. The crystal structure of mandarinoite, Fe3+2Se3O96H2O. The Canadian
Mineralogist 22: 475-480.
Hedenquist, J. W. 2012. Observations on epithermal mineralization in the Casposo and the
Castaño Nuevo districts, San Juan, Argentina. Informe para Troy Resources Limited,
(inédito), 28 p.
Hein, U.F., Lüders, V. y Dulski, P., 1990. The fluorite vein mineralzation of the Southern Alpes:
combined application of fluid inclusions and rare earth elements (REE) distribution.
Mineralogical Magazine, 54: 325-333
Hora, Z. D. 1996a. Vein Fluorite-Barite. en Selected Bristish Columbia Mineral Deposit Profiles,
Volume 2 (Lefebure, D.V. y Höy, T. eds.). British Columbia Ministry of Employment and
Investment, Open File 1996-13: 85-87.
Hora, Z.D., 1996b. Vein Barite, en Selected British Columbia Mineral Deposit Profiles, Volume 2
(Lefebure, D.V. and Höy, T, eds.). British Columbia Ministry of Employment and
Investment, Open File 1996-13, pages 81-84.
Ingeniería Consultora S.A., 1974. Planta de tratamiento y beneficio de minerales, provinca de
Mendoza. Consejo Federal de Inversiones. Dirección General de Minería de Mendoza,
373 páginas. Inédito, Buenos Aires.
Jessey, D.R. 2010, Geology and Ore Genesis of the Calico Mining District, in Overboard in the
Mojave, in Reynolds, Robert E., ed., Overboard in the Mojave: 20 million years of lakes
and wetlands, California Desert Studies Symposium-2010, CA: 213-223.
Jessey, D.R., y Tarman, D.W., 1988. Geology of the Calico Mountains in Geologic Excursions in
the Eastern Mojave Desert, Lori Gaskin ed, National Association of Geology Teachers Far
Western Section, Spring Conference, p 1-80Johan, Z., Picot, P. y Ruhlmann, F. 1982.
Paragenetic evolution of the Uranium Mineralization Rich in Selenides at Chaméane (Puy-
de-Dome) France: Chaméanite, Geffroyite and Giraudite, Three New Selenides of Cu, Fe,
Ag and As. Tschermaks Min. Petrog. Mitt. 29: 151-167.
Johan, Z., Picot, P. y Ruhlmann, F., 1982. Evolution paragénétique de la minéralisation uranifère
de Chaméane (Puy-de-Dôme), France: chaméanite, geffroyite et giraudite, trois séléniures
nouveaux de Cu, Fe, Ag et As. Tschermaks Mineralogische und Petrographische
Mitteilungen 29, 151-167
Johan, Z., Picot, P. y Ruhlmann, F. 1987. The ore mineralogy of the Otish Mountains uranium
deposit, Quebec: skippenite, Bi2Se2Te, and watkinsonite, Cu2PbBi4(Se,S)8, two new
mineral species. The Canadian Mineralogist 25: 625-638.
Johan, Z. 1989. Merenskyite, Pd(Te, Se)2, and the low temperature selenide association from the
Předbořice uranium deposit, Czechoslovakia. Neues Jarhbuch für mineralogie-
monatshefte 4: 179-191.
Jutoran, A., 1970. Preliminary report on fluorite in the zone od Co. Chus Chus, department Grl.
Sarmiento, provincde of La Rioja, Argentina. Estimation of additional fluorite reserves in
the Co. Chus Chus. Informe privado, inédito. SEGEMAR, Mendoza.
Kay, S.M., Ramos, V.A., Mpodozis, C. y Sruoga, P. 1989. Late Paleozoic to Jurassic silicic
magmatism at the Gondwanaland margin: analogy to the Middle Proterozoic in North
America? Geology 17(4): 324-328.
70
Keutsch, F. N., Förster, H.-J., Stanley, C. J. y Rhede, D. 2009. The discreditation of hastite, the
orthorhombic dimorph of CoSe2, and observations on trogtalite, cubic CoSe2, from the type
locality. The Canadian Mineralogist 47 (4): 969-976.
Kissin, S.A. 1992. Five-element (Ni-Co-As-Ag-Bi) veins. Geoscience Canada, 19 (3): 113-124.
Kleiman, L.E. y Salvarredi, J.A., 2001. Petrología, geoquímica e implicancias tectónicas del
volcanismo Triásico (Formación Puesto Viejo), Bloque San Rafael, Mendoza. Revista de
la Asociación Geológica Argentina 56, 559-570.
Kleiman, L.E. y Morello, O., 2000. Granates en riolitas y dacitas de la Formación Cerro Carrizalito,
Sierra Pintada, Mendoza. In Schalamuck, I. Brodtkorb, M. and Etcheverry, R. (eds.):
Mineralogía y Metalogenia 2000, Publicación 6, pp. 274-280, INREMI, La Plata, Argentina.
Klockmann, F. 1891. XVIII Mineralogische Mitteilungen aus den Sammlungen der Bergakademie
zu Clausthal. 1. Uber einige seltene argentinische Mineralien. Zeitschrift Kristallographie
19: 265-275.
Kontak, D.J., Clark, A.H., Farrar, E. y Strong, D.J., 1985. The rift-associated Permo-Triassic
magmatism of theEastern Cordillera: a precursor to the Andean orogeny. En Magmatism
at a plate edge: The Peruvian Andes. Glasgow, Blackie: 36-44.
Kontak, D.J., Kyser, K., Gize, A. y Marshall, D. 2006. Structurally Controlled Vein Barite
Mineralization in the Maritimes Basin of Eastern Canada: Geologic Setting, Stable
Isotopes, and Fluid Inclusions. Economic Geology, 101: 407-430.
Kunli, L., Lirong, X., Jian’an, T., Douhu, W., y Lianhua, X., 2003. Selenium source in the selenosis
area of the Daba region, South Qinling Mountain, China. Environmental Geology, 45: 426-
432.
Kwitko, R., Cabral, A. R., Lehmann, B., Laflamme, J. H. G., Cabri, L. J., Criddle, A. J. y Galbiatti,
H. F. 2002. Hongshiite, PtCu, from itabirite-hosted Au-Pd-Pt mineralization (jacutinga),
Itabira district, Minas Gerais, Brazil. The Canadian Mineralogist 40: 711-723.
Kynicky, J., Xu, Ch., Muzak, P., Jaros, O., Cihlarova, H. y Brtnicky, M., 2008. Fluorite deposits in
Mongolia. Czech Geological Survey, Geoscience Research Reports for 2008: 225-228.
Lagorio, S. L. y Vizán, H., 2011. El volcanismo de Serra Geral en la provincia de Misiones:
Aspectos geoquímicos e interpretación de su génesis en el contexto de la Gran Provincia
Ígnea Paraná-Etendeka-Angola. Su relación con el volcanismo alcalino de Córdoba
(Argentina). Geoacta, 36: 27-53.
Lapido, O. y Page R., 1979. Relaciones estratigráficas y estructura del Bajo de la Tierra Colorada
(Provincia del Chubut). VII Congreso Geológico Argentino, Actas I: 299-313. Neuquén.
Lavandaio, E. y Fusari, C., 1986. Reconocimiento expeditivo del Distrito Polimetálico Mendoza
Norte. Dirección Nacional de Minería y Geología, informe inédito. SEGEMAR, Buenos
Aires
Lavandaio, E. y Fusari, C., 1999. Distrito Polimetálico Mendoza Norte, Mendoza. En Zappettini, E.
O. (ed.) Recursos Minerales de la República Argentina. IGRM, SEGEMAR, Anales
35:1705-1716.
Le Maitre, R. W. (ed.) 1989. A classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms. Blackwell,
193 p., Oxford
Leal, P.R., Correa, M.J., Ametrano, S.J., Etcheverry, R.O., Brodtkorb, M.K. 2008. The manganese
deposits of the Pampean Ranges, Argentina. The Canadian Mineralogist, 46: 1215-1233.
Lefebure, D.V., 1995. Iron Oxides Breccias and veins P-Cu-Au-Ag-U. In In Selected British
Columbia Mineral Depost Profiles, Volume 1 (Lefebure, D.V. y Höy, T., eds.). British
Columbia Ministry of Employment and Investment, Open File 1996
Lefebure, D.V., 1996. Five-element veins Ag-Ni-Co-As±(Bi,U). In Selected British Columbia
Mineral Depost Profiles, Volume 2 (Lefebure, D.V. y Höy, T., eds.). British Columbia
Ministry of Employment and Investment, Open File 1996-13: 89-91.
Lefebure, D.V. y Church, B.N., 1996. Polymetallic veins Ag-Pb-Zn±Au. In Selected British
Columbia Mineral Depost Profiles, Volume 2 (Lefebure, D.V. y Roy, G.E., eds.). British
Columbia Ministry of Energy and Petroleum Resources, Open File 1995-20: 33-36.
Lema, H., Busteros, A., Giacosa, R., Dalponte, M., Espejo, P. y Zubia, M., 2009. Hojas Geológicas
4169 – 17 y 18, Cerro Abanico y Colonia Ganzú Lauquén, Provincia de Río Negro. IGRM
– SEGEMAR, Boletín 380, 121 páginas. Buenos Aires
Lindgren, W. 1928. Mineral deposits. 3° edición. Mc Graw-Hill, 1049 p., New York.
Lips, A.L.W., 2002. Correlating magmatic-hydrothermal ore deposit formation over time with
geodynamic processes in SE Europe. En Blundell, D.J., Neubauer, F. y Von Quadt, A.
(eds.) The Timing and Location of Major Ore Deposits in an Evolving Orogen. Geological
Society, London, Special Publications 204: 69-79.
71
Lira, R., N. A. Viñas, E. M. Ripley y M. Barbieri, 1999. El yacimiento de tierras raras, torio y uranio
Rodeo de los Molles, San Luis. En: Recursos Minerales de la República Argentina (Ed. E.
O. Zappettini), Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Anales 35: 987-
997, Buenos Aires.
Lister, G.S., Etheridge, M.A. y Symonds, P.A., 1991. Detachment models for the formation of
passive continental margins. Tectonics 10: 1038-1064.
Logering, M.J., Anka, Z., Autin, J., di Primio, R., Marchal, R., Rodriguez, J.F., Franke, D., y Vallejo,
E., 2013. Tectonic evolution of the Colorado Basin, offshore Argentina, inferred from
seismo-stratigraphy and depositional rates analysis. Tectonophysics, 604: 245-263.
Long, K.R., 1992a. Preliminary Descriptive Deposit Model for Detachement-Fault-Related
Mineralization. In Bliss , J. (ed.). Developments in Mineral Deposit Modeling. U.S.
Geologicl Survey Bulletin 2004: 52-56.
Long, K.R., 1992b. Descriptive model of detachment-fault-related mineralization. In Bliss , J. (ed.).
Developments in Mineral Deposit Modeling. U.S. Geologicl Survey Bulletin 2004: 57-62.
López, L. 2011. Geología y metalogénesis del distrito polimetálico Purísima-Rumicruz,
departamento de Cochinoca, Provincia de Jujuy, Argentina. Tesis doctoral. Universidad
Nacional de La Plata, inédito. 201 páginas.
Ludington, S., 1986. Descriptive model of Climax Mo Deposits. In Cox, D.P. y Singer, D.A.
(eds.) Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693: 73-75.
Ludwig, K., 1999. User’s Manual for Isoplot/Ex Version 2.06. Special Publication 1. Geochronology
Center.
Lurgo Mayón, C. S. 1999. Depósitos polimetálicos ricos en níquel, cobalto y arsénico de la
Cordillera Oriental, Jujuy y Salta. En: Recursos Minerales de la República Argentina (Ed.
E. O. Zappettini), Instituto de Geología y Recursos Minerales SEGEMAR, Anales 35: 999-
1004, Buenos Aires.
Lyons, W. A., 1983. Estructuras vetiformes en algunos depósitos epigenéticos. 2º Congreso
Nacional de Geología Económica, Actas, 1: 91-105. San Juan.
Mallimacci, H., Caripo, F. y Rubinstein, N., 2010. Carta Minero-Metalogenética 3769-II Agua
Escondida, provincias de Mendoza y La Pampa. Programa Nacional de Cartas
Geológicas de la República Argentina. Instituto de Geoloogía y Recursos Minerales -
SEGEMAR. Boletín 375. 57 páginas y 1 mapa 1:250.000. Buenos Aires.
Malumián, N. y Ramos, V.A., 1984. Magmatic intervals, transgression-regressioncycles and
oceanic events in the Cretaceous and Tertiaryof southern South America: Earth and
Planetary Science Letters, 67: 228-237.
Manceda, R. y Figueroa, D. 1995. Inversion of the Mesozoic Neuquén rift in the Malargüe fold-
thrust belt, Mendoza, Argentina. En Tankard, A.J., Suárez, R. y Welsink, H.J. (eds.)
Petroleum Basins of South America. American Association of Petroleum Geologists,
Memoir 62: 369-382.
Márquez-Zavalía, M.F., Bindi, L., Márquez, M. y Menchetti, S., 2008. Se-bearing polybasite-Tac
from Martha Mine, Macizo del Deseado, Santa Cruz, Argentina. Mineralogy and Petrology
94 (1): 145-150.
Marquina, E., 2008. Distrito Minero Pumahuasi. En Geología y Recursos Naturales de la Provincia
de Jujuy. Relatorio del XVII Congreso Geológico Argentino (Coira, B. y Zappettini, E.O.,
eds.): 185-191.
Marshall, D.D., Diamond, L.W., y Skippen, G.B., 1993. Silver transport and deposition at Cobalt,
Ontario, Canada: Fluid inclusion evidence. Economic Geology, 88: 837-854.
Martin, M., Clavero, J. y Mpodozis, C. 1999. Late Paleozoic to Early Jurassic tectonic development
of the high Andean Principal Cordillera, El Indio Region, Chile (29-3OºS). Journal of South
American Earth Sciences 12: 33-49.
Martina, F. y Astini, R. A. 2009. Geología de la región del Río Bonete en el anteapís andino
(27°30’LS): extremos norte del terreno de Precordillera. Revista de la Asociación
Geológica Argentina 64 (2): 312-328.
Matamoros-Veloza, A., Newton, R.J., y Benning, L.G., 2011. What controls selenium release
during shale weathering?. Applied Geochemistry 26: S222–S226
McLemore, V.T. y Barker, J.M., 1985. Barite in north-central New Mexico. New Mexico Geology, 7
(2): 21-25.
McLemore, V.T., Giordano, T.H., Lueth, V.W., Witcher, J.C., 1998. Origin of barite fluorite-galena
deposit in the Rio Grande Rift, New Mexico: New Mexico Geological Society, Guidebook,
v. 49, p. 251-264.
72
Méndez, V., Turner, J.C.M., Navarini, A., Amengual, R. y Viera, V., 1979. Geología de la región
noroeste, provincias de Salta y Jujuy. República Argentina. Dirección General de
Fabricaciones Militares, pp. 118. Buenos Aires.
Mernagh, T. P., Heinrich, C. A., Leckie, J. F., Carville, D. P., Gilbert, D. J., Valenta R. K.
y Wyborn, L. A. I. 1994. Chemistry of low-temperature hydrothermal gold, platinum, and
palladium (+ or - uranium) mineralization at Coronation Hill, Northern Territory, Australia.
Economic Geology 89 (5): 1053-1073.
Michalski, J.R., Reynolds, S.J., Niles, P.B., Sharp, T.G. y Christensen, P.R., 2007. Alteration
mineralogy in detachment zones: Insights from Swansea, Arizona. Geosphere, 3 (4): 184-
198.
Minera Agua Escondida, S.A. 1983. Proyecto de Exploración. Comité de promoción minera,
provincia de Mendoza. Dirección General de Minería de Mendoza, 89 p. Inédito.
Mendoza.
Möller P. y Morteani G, 1983. On the geochemical fractionation of rare earth elements during the
formation of Ca-minerals and its application to the problems of the genesis of ore deposits.
In: Augustithis S S (ed): The significance of trace elements in solving petrogenetic
problems and controversies. Theophrastus Publications, Athens, pp 747–791.
Morel, E.M. 1994. El Triásico del Cerro Cacheuta, Mendoza (Argentina). Parte 1: Geología,
contenido paleoflorístico y cronoestratigrafía. Ameghiniana, 31: 161–176.
Morón, F., 1968. Evaluación de los principales yacimientos de fluorita de Mendoza (Plan Fluorita),
Dirección General de Minería de Mendoza, 129 p. Inédito. Mendoza. Dirección General de
Minería de Mendoza, 17 p. Inédito. Mendoza.
Morón, F., 1977. Yacimientos de fluorita existentes en la provincia de Mendoza.
Moreno Peral, C. 1986. Resultado de la exploración por sondeos. Yacimiento Carrizal, Prov. San
Juan. Comisión Nacional de Energía Atómica. Informe N° 2612. Inédito
Mosier, D.L., 1986. Descriptive Model of Epithermal Mn. In Cox, D.P. y Singer, D.A. (eds.) Mineral
Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693:165-167.
Mpodozis, C. y Ramos, V.A., 2008. Tectónica jurásica en Argentina y Chile: Extensión,
subducción oblicua, rifting, deriva y colisiones?. Asociación Geológica Argentina, Revista,
63 (4): 481-497.
Mugas Lobos, A. C., Márquez-Zavalía, M. F. y Galliski, M. A. 2012. Minerales de mena del
depósito de baja sulfuración Don Sixto, Mendoza. Revista de la Asociación Geológica
Argentina 69 (1): 3 – 12.
Nickel, E. H. 2002. An unusual occurrence of Pd, Pt, Au, Ag y Hg minerals in the Pilbara region of
western Australia. The Canadian Mineralogist 40: 419-433.
Norman, D.I., Bazrafshan, K. y Eggleston, T.L., 1983. Mineralization of the Luis López epithermal
manganese deposits in light of fluid inclusion and geologic studies. New Mexico
Geological Society Guidebook, 34th Field Conference, Socorro Region II: 247-252.
Oden, M.I., 2012. Barite Veins in the Benue Trough: Field Characteristics, the Quality Issue and
Some Tectonic Implications. Environment and Natural Resources Research, 2 (2): 21-31.
Canadian Center of Science and Education
Olivo, G. R. y Gauthier, M. 1995. Palladium minerals from the Cauê iron mine, Itabira district,
Minas Gerais, Brazil. Mineralogical Magazine 59: 455-463.
Olsacher, J. 1928. Estudio calcográfico de minerales argentinos. Revista de la Universidad
Nacional de Córdoba 15 (1-2): 3-6.
Olsacher, J., Galloni, E. E. y Serricchio, J., 1960. Seleniuros de mercurio con azufre, plomo, hierro
y cobre. Cuesta de los Llantenes, prov. de La Rioja (Argentina). Revista de la Facultad de
Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdoba 21 (5-6): 5-22.
Orris, G.J. y Bliss, J.D., 1991. Some Industrial Minerals Deposit Models: descriptive deposit
models. U.S.G.S. Open-File Report 91-11A.
Orris, G.J. y Bliss, J.D., 1992. Industrial Minerals Deposit Models: Grade and Tonnage Models.
U.S.G.S. Open-File Report 92-437.
Ottone, E., de la Fuente, M., Monti, M., Naipauer, M., Armstrong, R., Marsicano, C. A. y
Mancuso, A., 2013. Una edad U/ Pb SHRIMP para el Grupo Puesto Viejo y el límite
Pérmico- Triásico en el depocentro de San Rafael. 5° Simposio Argentino del Paleozoico
Superior, Resumenes, p. 27. Buenos Aires.
Paar, W. H., Sureda, R. J. y Brodtkorb, M. K. de 1996a. Mineralogía de los yacimientos de selenio
en La Rioja, Argentina. Krutaita, tyrrellita y trogtalita de Los Llantenes. Revista de la
Asociación Geologica Argentina 51 (4): 304-312.
73
Paar, W. H., Amann, G., Topa, D. y Sureda, R. J. 2000. Gold and palladium in the Sierra de
Umango and Los Llantenes selenide districts, La Rioja, Argentina. 14° Congreso
Geológico Boliviano, Memorias: 465-469.
Paar, W. H., Topa, D., Roberts, A. C., Criddle, A. J., Amann, G. y Sureda, R. J. 2002. The new
mineral species brodtkorbite, Cu2HgSe2, and the associated selenide assemblage from
Tumiñico, Sierra de Cacho, La Rioja, Argentina. The Canadian Mineralogist 40: 225-237 y
989-990.
Paar, W. H., Topa, D., Sureda, R. J., Stumpfl, E. y Muhlhans, H. 2004a. Merenskyita, PdTe2, en
las menas de selenio, cobre y plata de la mina Las Asperezas, distrito minero Sierra de
Umango, provincia de La Rioja, Argentina. 7° Congreso de Mineralogía y Metalogenia,
Actas: 113-118.
Paar, W. H., Topa, D., Makovicky, E., Sureda, R. J., Brodtkorb, M. K. de, Nickel, E. H. y Putz, H.
2004b. Jagueite, Cu2Pd3Se4, a new mineral species from El Chire, La Rioja, Argentina.
The Canadian Mineralogist 42: 1745-1755.
Paar, W. H., Brodtkorb, M. K. de, Topa, D. y Sureda, R. J. 2004c. Palladium, platinum, gold and
silver in selenide districts of NW-Argentina. 32° International Geological Congress,
Abstracts: 277. Florencia.
Paar, W. H., Topa, D., Makovicky, E. y Culetto, F. J. 2005. Milotaite, PdSbSe, a new palladium
mineral species from Předbořice, Czech Republic. The Canadian Mineralogist 43: 689-
694.
Paiement, J.Ph., Beaudoin, G., Paradis, S., Ullrich, T., 2012. Geochemistry and Metallogeny of
Ag-Pb-Zn Veins in the Purcell Basin, British Columbia. Economic Geology, 107: 1303–
1320
Panca, F. y Breitkreuz, C., 2011. The Mitu Group in the Urubamba valley (NE of Cuzco, Peru):
volcanosedimentary facies analysis of an early Andean inverted basin. Boletín de la
Sociedad Geológica de Perú, 102: 5-35
Pankhurst, R.J. y Rapela, C.R., 1995. Production of Jurassic rhyolite by anatexis ofthe lower crust
of Patagonia. Earth and Planetary Science Letters 134: 23-36.
Pankhurst, R.J., Riley, T.R., Fanning, C.M., y Kelley, S.R., 2000. Episodic silicic volcanism along
the proto-Pacific margin of Patagonia and the Antartic Peninsula: plume and subduction
influences associated with the break-up of Gondwana. Journal of Petrology, 41:605-625.
Panteleyev, A., 1996. Epithermal Au-Ag: low sulphidation. In Selected British Columbia Mineral
Depost Profiles, Volume 2 (Lefebure, D.V. y Höy, T., eds.). British Columbia Ministry of
Employment and Investment, Open File 1996-13: 41-43.
Partey, F., 2004. Source of fluorine and petrogenesis of the Rio Grande Rift type barite-fluorite-
galena deposits. Miami University, MSc. Thesis, 37 páginas. Inédito.
Petrelli. H. A. 1979. Distrito minero “Talampaya”, departamento General Lavalle. Servicio Minero
Nacional, (inédito), 22 p., La Rioja.
Plumlee, G.S., Goldhaber, M.B., y Rowan, E.L., 1995, The potential role of magmatic gases in the
genesis of Illinois-Kentucky fluorspar deposits: Implications from chemical reaction path
modeling: Economic Geology, 90, 5: 999-1011.
Ramaccioni, D. y Olsacher, J. 1962. Los yacimientos de minerales de mercurio y selenio de
cuesta de Llantenes, provincia de La Rioja. Anales de las Primeras Jornadas Geológicas
Argentinas 3: 295-305.
Ramallo, E., 1975. Informe Final Área de Reserva N° 7, Rumicruz, Provincia de Jujuy. Dirección
General de Fabricaciones Militares, Centro de Exploración Geológico-Minera II. Dirección
Provincial de Minería, 20 p., inédito. San Salvador de Jujuy.
Ramdohr, P. 1928. Klockmannit, ein naturliches Kupferselenid. Centralblatt fur Mineralogie A: 225-
232.
Ramdohr, P. y Schmitt, M. 1955. Vier neue natürliche Kobalt selenide vom Steinbruch Trogtal bei
Lautenthal im Harz. Neue Jarbuch Mineralogie, Mh: 133–142
Ramos, V.A., 1999. Ciclos orogénicos y evolución tectónica. En Recursos Minerales de la
República Argentina (Zappettini, E.O., ed.). Instituto de Geología y Recursos Minerales,
SEGEMAR, Anales 35: 29-49, Buenos Aires.
Ramos, V.A. y Aguirre-Urreta, M.B., 2000. Patagonia. En Tectonic Evolution of South America
(Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A. y Campos D.A., eds.) Río de Janeiro, 31st
International Geological Congress: 369-380.
Ramos, V.A. y Aleman, A., 2000. Tectonic evolution of the Andes. En Tectonic Evolution of South
America (Cordani, U.G., Milani, E.J., Thomaz Filho, A. y Campos D.A., eds.) Río de
Janeiro, 31st International Geological Congress: 635-685.
74
Ramos, V. y Kay, S.M., 1991. Triassic rifting and associated basalts in the Cuyo basin, central
Argentina. En: Andean Magmatism and its Tectonic Setting, Harmon, R.S. y Rapela, C.W.,
eds. Geological Society of America Special Paper, 265: 79-91.
Rayces, E., 1948. Informe geológico minero sobre el mineral del Paramillo de Uspallata. Dirección
General de Fabricaciones Militares, informe inédito. SEGEMAR, Buenos Aires.
Reynolds, S.J. y Lister, G.S. 1987. Structural aspects of fluid-rock interactions in detachment
zones. Geology 815): 362-366.
Roddy, M.S., Reynolds, S.J., Smith, B.M., Ruiz, J., 1988. K-metasomatism and detachment-
related mineralization, Harcuvar Mountains, Arizona. Geological Society of America
Bulletin, October, 1988, v. 100, no. 10, p. 1627-1639
Rodríguez D., A.A., Blanco F., D., Canet, C., Gervilla L., F., Gonzalez P., E., Prol E., R.M.,
Morales R., S. y García V., M, 2013. Metalogenia del depósito de manganeso Santa
Rosa, Baja California Sur, México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 62 (1):
141-159.
Rollinson, H.R. 1993. Using Gechemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman
pp. 352.
Rosas, S. y Fontboté, L., 1995. Evolución sedimentológica del Grupo Pucará (Triásico superior–
Jurásico inferior) en un perfil SW–NE en el centro del Perú. Sociedad Geológica del Perú,
vol. jubilar A. Benavides, pp. 279–309.
Rubinstein, N. 1995. Petrología y metalogenia del magmatismo Paleozoico superior-Triásico del
sector centro y sur de la sierra de Volcán, provincia de San Juan, Argentina. Tesis
Doctoral, Universidad de Buenos Aires, 201 p. Inédito.
Rubinstein, N. y Gargiulo M.F. 2005. Análisis textural de cuarzo hidrotermal del depósito El
Pantanito, provincia de Mendoza: nuevos aportes sobre su génesis. Revista de la
Asociación Geológica Argentina 60: 96 – 103.
Rubinstein, N. y Koukharsky, M. 1995. Edades K/Ar del volcanismo Neopaleozoico en la
Precordillera Noroccidental Sanjuanina (Lat. 30°00´S; Long. 69°03´O). Revista de la
Asociación Geológica Argentina, 50, 270-272.
Rubistein, N.A. y Morello, O. 2006. Las mineralizaciones de la zona de Carrizal Precordillera
Occidental, Argentina. Boletín Geológico y Minero, 117 (3): 379-388
Rubiolo, D. 2003. Hoja Geológica 2366-II/2366-IV La Quiaca, provincias de Jujuy y Salta. Instituto
de Geología y Recursos Minerales - SEGEMAR. Boletín 246. Buenos Aires
Ruffell, A., 1998. Characterisation and prediction of sediment-hosted ore deposits using sequence
stratigraphy. Ore Geology Reviews, 12(4), pp.207-223
Ryan, B., y Dittrick, M., 2001. Selenium in the Mist Mountain Formation of Southeast British
Columbia. British Columbia Goelogical Survey . Geological Fieldwork 2000. Paper 2001-1:
337-362.
Ryser, A.L., Strawn, D.G., Marcus, M.A., Johnson-Maynard, J.L., Gunter, M.E. y Möller, G., 2005.
Micro-spectroscopic investigation of selenium-bearing minerals from the Western US
Phosphate Resource Area. Geochemical Transactions, 6 (1): 1-11.
Salem, H.M., 1993. Geochemistry, mineralogy and genesis of the Copperstone golf deposit, La
Paz County, Arizona. Universidad de Arizona, 206 páginas.
Sánchez, V., Cardellach, E., Corbella, M., Vindel, E., Martín-Crespo, T. and Boyce, A.J., 2010.
Variability in fluid sources in the fluorite deposits from Asturias (N Spain): Further
evidences from REE, radiogenic (Sr, Sm, Nd) and stable (S, C, O) isotope data. Ore
Geology Reviews 37: 87–100.
Sangster, A. L., 2001. Mineral occurrences in